Клімат України - Бабіченко В.М., Дячук В.А.

Автор: Бабіченко В.М. Дячук В.А.
Теги: клімат метеорологія
ISBN: 966-7016-18-8
Год: 2003
Похожие
Фізична географія України
Екологічне право України. Підручник
Моя Україна
Невідома Україна
Текст
                    
МІНІСТЕРСТВО ЕКОЛОГІЇ ТА ПРИРОДНИХ РЕСУРСІВ УКРАЇНИ
НАЦІОНАЛЬНА АКАДЕМІЯ НАУК УКРАЇНИ
ДЕРЖАВНА ГІДРОМЕТЕОРОЛОГІЧНА СЛУЖБА
МІНІСТЕРСТВА ЕКОЛОГІЇ ТА ПРИРОДНИХ РЕСУРСІВ УКРАЇНИ
УКРАЇНСЬКИЙ НАУКОВО-ДОСЛІДНИЙ ГІДРОМЕТЕОРОЛОГІЧНИЙ ІНСТИТУТ
КЛІМАТ УКРАЇНИ
За редакцією
В. М. Ліпінського,
канд. фіз.-мат. наук В. А. Дячука,
канд. геогр. наук В. М. Бабіченко
ВИДАВНИЦТВО РАЄВСЬКОГО КИЇВ, 2003
Зміна клімату є однією з найбільш значних проблем у сфері охорони навколишнього
середовища. Однією з причин його змін в останньому столітті є зростання впливу
техногенних чинників, що порушують природну рівновагу кліматичної системи. Це
призводить до змін метеорологічних параметрів, збільшення частоти екстремальних
явищ погоди і т. ін. Тому захист природного середовища у зв’язку з глобальною зміною
клімату розглядається як важливе завдання на міжнародному і національному рівнях.
Діяльність Уряду України і Міністерства екології та природних ресурсів України
спрямована на забезпечення екологічної безпеки, раціональне використання природних
ресурсів, відновлення і підтримання екологічної рівноваги на території країни.
У рамках Кліматичної програми України (1997 р.) на основі досягнень метеороло-
гічної та кліматологічної науки, підготовлено монографію "Клімат України” Моногра-
фія вміщує основні досягнення і результати досліджень у галузі клімату, висвітлює
стан кліматичної системи, розкриває особливості кліматоутворювальних факторів
та їх вплив на регіональний клімат.
Узагальнено просторово-часову закономірність розподілу основних кліматичних по-
казників як індикаторів клімату (термічного режиму, режиму зволоження, хмарності,
атмосферних опадів, снігового покриву тощо), представлено інформацію про атмо-
сферні і, зокрема, стихійні метеорологічні явища, які є складовими кліматичних умов
України і завдають значної шкоди економіці країни.
Серед пріоритетів у нових економічних умовах є формування збалансованої системи
природокористування, використання нетрадиційних енергетичних ресурсів, екологі-
зація промислових технологій, будівельної індустрії, транспорту, агропромислового
комплексу та інших напрямів діяльності людини.
На фоні загального потепління клімату проведено дослідження його місцевих і
регіональних особливостей. Аналіз досліджень структурного зв’язку між регіональною
та глобальною температурами повітря дає можливість передбачити найімовірніші
зміни регіонального клімату у XXI столітті. Саме тому у монографії значну увагу
приділено причинам і наслідкам змін і коливанням клімату, розроблено сценарії можли-
вих змін клімату України. У зв’язку з цим монографію “Клімат України” можна вважа-
ти значним інтелектуальним внеском у виконання Кіотського протоколу до Рамкової
конвенції ООН зі зміни клімату.
Міністр екології та природних ресурсів України,
доктор економічних наук, професор В. ШЕВЧУК
Клімат є одним з головних природних ресурсів, від якого залежать умови жит-
тєдіяльності людини, напрям, структура і, значною мірою, рівень господарювання.
Навіть невеликі кліматичні зміни на тлі несприятливих екологічних умов можуть
супроводжуватись значними соціально-економічними збитками, якщо їх своєчасно не
спрогнозувати і не вжити відповідних запобіжних заходів.
Україна, ратифікувавши Рамкову Конвенцію ООН з питань зміни клімату (1996 р.),
взяла на себе зобов’язання не тільки обмежити викиди парникових газів (головного фак-
тора підсилення природного парникового ефекту і, як результат, глобального поте-
пління клімату) на рівні 1990 р., а й досліджувати регіональний клімат і розробляти
сценарії можливих його змін.
У монографії “Клімат України”, підготовленій відповідно до завдань Державної
Кліматичної програми України з урахуванням світового досвіду впливу сучасного стану
кліматичної системи та вимог Всесвітньої Метеорологічної Організації, узагальнено
результати багаторічних досліджень ресурсів країни й обґрунтовано адаптацію госпо-
дарської діяльності за нових кліматичних умов.
Представлено сучасні уявлення про взаємодію між складовими кліматичної систе-
ми, фізичні процеси, що формують макро- та мезокліматичні особливості території
України, а також можливе практичне використання її кліматичних ресурсів.
Нарівні з розробкою нових теоретичних понять, пов'язаних зі зміною глобального
клімату, детально аналізуються характеристики регіонального клімату.
Значна увага приділяється питанням зміни і коливання клімату, розробці сценаріїв
можливих змін клімату України в XXI ст. у зв’язку з глобальним потеплінням.
Монографію “Клімат України” підготовлено на основі об'ємного інформаційного
банку регіональних метеорологічних даних.
Спеціальні методи опрацювання, аналіз і узагальнення кліматологічної інформації
задовольняють вимогам як окремих галузей економіки, так і потребам громадськості.
Знання про глобальний та регіональний клімат постійно поповнюються результа-
тами інструментальних метеорологічних спостережень і палеокліматичних рекон-
струкцій. їх .грунтовний аналіз свідчить про те, що протягом історичного розвитку
людство зазнавало постійного “тиску”, насамперед з боку небезпечних явищ погоди, що
й стало врешті-решт однією з причин розробки концепції сталого розвитку суспіль-
ства, а період з 1990 по 2000 рр. було проголошено Міжнародним десятиріччям щодо
зменшення небезпеки від стихійних лих. Тому зрозуміло, що аналіз стихійних метеоро-
логічних явищ та їх кліматологічний прогноз зайняв чільне місце у переліку питань, які
розглядаються у монографії.
Висновки, отримані авторами, базуються на глибокому й серйозному розумінні
предмета досліджень та відображають сучасні уявлення про клімат.
Монографія “Клімат України” є на сьогоднішній день найбільш повним досліджен-
ням клімату України та його змін під впливом природних і антропогенних факторів.
Президент Національної академії наук України,
। академік НАН України Б. Патон
УДК 551.582.1/477/ (наукове видання)
Викладено теоретичне обгрунтування клімати**» системи, особли-
вості формування клімату та кліматоутворювальних факторів (радіацій-
них. циркуляційних та впливу підстильної поверхні).
На основі кліматологічної інформації, що включає найповніші дані за
останні ЗО років XX ст. використання сучасних технологій, апарату ма
тематичної статистики, докладно проаналізовано просторово-часовий
розподіл метеорологічних величин та атмосферних, у тому числі стихій-
них явищ.
Обґрунтовано доцільність використання кліматичних ресурсів для
вирішення прикладних задач.
Висвітлено проблему регіонального та локального масштабів фактич-
них змін і коливання клімату, що призводять до його потепління у ре-
зультаті антропогенного внеску до посилення природного парникового
ефекту Розроблено декілька сценаріїв зміни регіонального клімату.
Визначено місце клімату України у системі основних загальнокліма-
тичних класифікацій.
Розрахована на кліматологів, метеорологів, синоптиків, гідрологів а
також інших фахівців, які займаються гідрометеорологічним забезпе-
ченням різних галузей економіки та життєдіяльності населення
РЕЦЕНЗЕНТИ:
О.М. Маринич, член-кореслондент НАН України,
доктор географічних наук, професор
(Інститут географії НАН України).
В.М Волощук, доктор фізико-математичних наук,
професор (Київський національний університет
імені Тараса Шевченка);
Н.В. Кобишева, заслужений діяч науки Російської
Федерації, доктор географічних наук, професор
(Головна Геофізична Обсерваторія їм. О.І.Воєйкова);
Изложено теорегическое обоснование климатической системьі, осо-
бенности формирования климата и климатообразующих факторов (ра-
диационньїх, циркуляционньїх и влияние подати лающей поверхности)
На основе кпиматологичесхой информации. вкпючающей наиболее лол-
ньіе данньїе за последние ЗО лет XX в . с испопьзоваїмем современньїх
технологий. аппарата математической статистики, подробно проанали
зировано пространственно-временное раслределение метеорологичес-
ких величин, атмосферних и в том мисле стихийних явлений.
Обоснована целесообразность ислользования климатичних ресурсов
для решения прикладних задач
Освещена проблема регионального и местного масштвбов фактиче-
ских изменений и колебания климата. лриводящих к его потепленню
вследствие антропогенного вклада в усиление естественного парнико-
вого зффекта. Розработано несколько сценариев изменения региональ-
ного климата
Определено место климата Ухраиньї в системе основних общекпи-
матических классификаций.
Рассчитана на климатологов. метеорологов, синоптики. гидрологов,
а также других слециалистов. занимающихся гидрометеорологическим
обеспечением различньїх отраслей зкономики и жизнедеятельности на-
селення
ТЬе сЬеогеСісаІ зиЬвсапСіасюп о( (Фе сіїтаСіс вузсегл апб ІеаСигев о(
сймасе апб сІітаСе-Іогтіпд (асСогв (гаФаСюп, сігсиіаСтд апб сЬе ипбег-
Іуіпд вигіасе іп(Іиепсе) аге гергевепСеб іп СЬе топодгарЬу.
ТЬе врайаІ-Сетрогагу бвСпЬиСіоп о( СЬе тесеогоіодісаі маїиев, аСпіов-
рЬепс апб вропсалеоив рЬепотепа Ьвв Ьееп апаїутеб іп бесаіі оп СЬе Ьаве
Ііпе о( сіітасоїодюаі іп(огтаСіоп іпсіибіпд сЬе (ивеві баса (ог ІавС ЗО уеагв
оі XX ві. ав ілієіі аз тобет сесЬпоІодіев апб тасЬетасюаі вСаСівйсв
аввівіеб.
ТЬе ехребіепсу о( сітаСіс гевоигаев иваїд (ог бесівіоп о( аррііеб Савкв
із юеІІ дгоипбеб
ТЬе ргоЬІет о( сЬе гедюпаї апб ІосаІ асСиаІ сіітасю сЬапдев апб сії-
таСіс ПисСиаСіопв їв юіегргесеб ТЬів ргоЬІет сап Ье СЬе саиве о( СЬе сіі-
таїе юагтілд бие со апСгородетс сопСпЬииоп со СЬе паСигаї дгеепЬоиве
еКесС зСгелдсЬепіпд Боте вселалев о( СЬе гедюпаї сіітасе сЬапдез аге
беуеіореб.
ТЬе ріасе о( СЬе сіітасе оі Окопе «гав аіво беСегтіпеб іп СЬе вузсет
о( СЬе Ьавіс сіітаСоіодісаІ сІаззіЬсаиоп
її в тсепбеб (ог сктасоїодівсз, тесеогоіодізсв, ніеасЬег (огесавСега.
ЬубгоІодівСв, апб осЬег зресіаквСв беаітд мСЬ ЬубготеСеогоіодісаі вир-
рогс о( ЛНегепС ЬгапсЬев о( есопоту апб риЬїіс асімСіев
© УКРАЇНСЬКИЙ НАУКОВО-ДОСЛІДНИЙ
ГІДРОМЕТЕОРОЛОГІЧНИЙ ІНСТИТУТ, 2003
€ Дизайн та верстка СТУДІЯ КОЛАЖ
(иіиллі.соїіаде.кіе* иа) ЛлИг
ВИДАВНИЦТВО РАЕВСЬКОГО. КИЇВ. 2003
УКРАЇНА. 01034 КИЇВ, А/С 108. твл 442351001
І^ 966 7016-18-8
© В Раєвський, супер-обкладинка. 2003
Друк: АТ«Книга». Київ. 2003 (замов №3-95)
6
Присвячується 150-річчю
Українського науково -дослідного
гідрометеоро. югічного інституту
(Ггофізичній обсерваторії)
ВІД АВТОРІВ
Виробнича та соціальна діяльність людини тісно пов’язана з природними ресурсами, серед яких важ-
ливе місце займають кліматичні, ефективне використання яких завжди сприяло розвитку продуктивних
сил суспільства.
Функціонування складного господарського комплексу неможливе без урахування кліматологічної
інформації, яка має широкий спектр використання. Вона необхідна як для вирішення загально
національних задач, так і для окремих заходів місцевого масштабу. Кліматологічна інформація викорис-
товується у процесі планування, проектування, розміщення та експлуатації промислових, транспортних
і громадських підприємств, удосконалення систем енергопостачання за рахунок більш широкого впро-
вадження геліо- і вітроенергетичних установок; підготовки проектів з охорони і захисту природного се-
редовища; меліорації клімату, удосконалення мікроклімату; розробки методів боротьби зі стихійними
явищами погоди і т. ін. В умовах України найбільшого використання кліматологічна інформація набу-
ла у практиці сільськогосподарського виробництва. Режимні і розрахункові кліматологічні показники є
статистичною базою для створення моделей ймовірнісного кліматичного прогнозу. Існує ше багато сфер
діяльності, де кліматологічна інформація знаходить широке застосування.
В останні роки кліматологія переживає стрімкий розвиток. Проблема клімату і його зміни стали у ряд
першочергових наукових і практичних проблем. Змінилось відношення суспільства до проблем приро-
докористування, шо пов'язано з необхідністю врахування антропогенного впливу на природу і розроб-
ки відповідних природоохоронних заходів, збільшенням повторюваності небезпечних і стихійних явиш,
які спричинюють значні збитки і нерідко людські жертви. Створюються міжнародні і регіональні прог-
рами з проблем вивчення клімату та кліматоутворювальних факторів, прийнято Рамкову конвенцію
ООН про зміну клімату.
Постійним є інтерес до кліматології і в нашій державі. Значні флуктуації клімату призвели до поси-
лення його екстремальності. Вплив нового потужного кліматоутворювального фактора, яким є антропо-
генна діяльність, не обмежується зміною клімату великих міст. Розповсюдження комерційної діяльності
на сферу прикладної кліматології призводить до появи не кваліфікованої кліматологічної інформації. Це
може бути причиною помилкових рішень, пов'язаних з великими збитками і навіть трагічними наслідка-
ми.
Першим фундаментальним дослідженням у галузі клімату України була монографія "Климат Украй-
ни", видана у 1967 р. Минуло понад ЗО років з того часу. За цей період трансформувались уявлення що-
до теорії про клімат і його складові. Впроваджено нові методики дослідження із створенням сучасних
моделей для розкриття законів формування клімату, застосовуються сучасні методи опрацювання кліма-
тологічної інформації, удосконалюються технічні засоби спостережень. Збільшився період спостережень
за метеорологічними величинами. Все це зумовило підготовку нового видання монографії "Клімат Ук-
раїни”.
Постала необхідність широкого узагальнення результатів досліджень клімату України і виявлення
особливостей зміни в ході окремих характеристик за період інструментальних метеорологічних спосте-
режень, у тому числі за період, рекомендований ВМО (1961 - 1990 рр.), встановлення факторів та умов,
що спричинили зміни, які характеризують стан сучасного клімату.
Монографію створено в рамках Кліматичної програми України, затвердженої Постановою Кабінету
Міністрів України від 28.06.97 р. № 650.
У монографії наведено основні кліматологічні дослідження за 80 років існування Гідрометслужби Ук-
раїни та перспективи їх розвитку і здійснено аналіз режиму регіонального клімату.
Знайшла подальший розвиток теорія клімату і кліматичної системи та обгрунтування ролі основних
кліматоутворювальних факторів.
Докладно проаналізовано просторово-часовий розподії метеорологічних величин та атмосферних
стихійних явищ.
Визначено мікрокліматичні особливості окремих територій.
Висвітлено деякі питання практичного використання кліматологічної інформації у різних галузях еко-
номіки.
На основі сучасних уявлень проаналізовано зміни та коливання клімату, в тому числі у зв’язку з ант-
ропогенним впливом. Обгрунтовано можливі сценарії змін глобального та регіонального клімату.
Для об’єктивного уявлення про особливості клімату України визначено його місце у системі основ-
них загальнокліматичних класифікацій.
7
Монографія має чітко виражене науково-практичне направлення і може служити практичним посіб-
ником в оперативній роботі гідрометеорологічної та екологічної служб, організаціям, які використову-
ють кліматологічну інформацію у своїй роботі а також студентам, аспірантам та викладачам галузевих
учбових закладів і широкому колу читачів.
У створенні монографії брав участь великий колектив наукових співробітників і фахівців Українсько-
го науково-дослідного гідрометеорологічного інституту (Укр НДГМІ), Українського гідрометеорологіч-
ного центру, Центральної Геофізичної обсерваторії (ЦГО), Інституту Географії Академії Наук України,
Міністерства надзвичайних ситуацій, Київського національного університету імені Тараса Шевченка,
Одеського державного екологічного університету.
Монографію підготовлено на основі різноманітної кліматологічної інформації, шо вміщена у "Ка-
дастрі з клімату України", створеного у Центральній Геофізичній обсерваторії під керівництвом дирек-
тора О.О.Косовця та начальника відділу кліматології О.Є.Пахалюк.
Автори розділів і окремих параграфів: 1. Вступ - В.МЛіпінський, В.А.Дячук, В.М.Бабіченко; розділ 5.1 -
В.МЛіпінський; п.З.11.7 - В.А.Дячук, З.С. Бондаренко; розділ 3, 4, п.3.11 — В.МЛіпінський, В.А.Дячук,
В.М.Бабіченко, С.Ф.Рудішина; Висновки - В.МЛіпінський, В.АДячук, В.М.Бабіченко; розділ 2 -
Є.П.Шкальний; п.3.1.1, 3.1.3 - 3.1.7, 3.12.1, 3.12.3, 3.12.5 - Л.С.Рибченко, 3.12.4 - Л.С.Рибченко.
АО.Рибченко; п.3.1.2, 3.1.9, 3.1.10, розділ 4.1 - Л.ВДмитренко; п.3.1.8 - М.І.Гойса, Н.А.Перелст; п.3.1.1І -
О.В.Білявський; розділ 3.2 — В.Ф.Мартазінова. Т.О.Свердлик; п.3.2.1 - М.І.Кульбіда, П.І.Кобзистий,
[Р.П.Сосновська ; розділ 3.3 - ГД.Проценко; п.3.4.1 - Л.М.Богданова; п.3.4.2 - М.І.Кульбіда,
З.С.Бондаренко, 3.11.2 - З.С.Бондаренко.Р.П.СосновськаП; розділ 3.5, п.3.5.1.1 - 3.5.І.6 - В.М.Бабіченко,
С.Ф.Рудішина, Н.В.Ніколаєва, Л.М.Гущина; п.3.5.1.7 — АЛ.Прокопенко, М.П.Баштаннік; п.3.5.1.8 —
Н.В.Ніколаєва; п.3.5.2 - В.М.Пишолка; Т.ААдаменко; п.4.4 - В.М.Пищолка, Н.М.Михайленко; п.3.6.1,
3.6.3, 3.8.3, 3.8.4 — Є.М.Кіптенко, Т.В.Козленко; п.3.6.2, розділ 3.9 — В.МЛіпінський, І.М.Шербань; п.3.8.5
- С.Ф.Рудішина, В.М.Бабіченко; розділ 3.7, п.3.11.4 - Т.М.Заболоцька; п.3.8.1, 3.8.2 - М.Б.Барабаш,
О.Г.Татарчук, Т.В.Корж; розділ 5.2 - М.Б.Барабаш, Н.П.Гребенюк, Т.В.Корж; розділ 3.10 - А.М.Польовий.
Л.І.Польова; п.З.11.1 — Ж.К.Гусак; п.3.11.3 — Н.Ф.Токар, В.М.Бабіченко, С.Ф.Рудішина; п.З.11.5 — Н.Ф.То-
кар, В.М.Бабіченко, Н.В.Ніколаєва; п.3.11.6 — В.М.Шошин; п.3.11.8 — В.М.Бабіченко, Н.В.Ніколаєва,
Л.М.Гущина, О.Є.Пахалюк; п.3.11.9 — В.ПДмитренко, Н.К.Строкач; п.3.12.2 — А.О.Вількенс; розділ 4.2,
4.3 - В.ПДмитренко, АВ.Круківська, Н.К.Строкач; розділ 4.5 - В.М.Бабіченко. І.В.Будак, Н.В.Ніколаєва;
розділ 5.3 - В.М.Волощук. С.Г.Бойченко; наукове керівництво здійснено В.М.Бабіченко.
Карти побудовано І.В.Будаком та Н.В.Ніколаєвою.
Розрахунки кластерного аналізу для температури повітря та кількості опадів проведено Ф.В.Коршенко.
Монографію підготовлено на машиночитальних носіях Н.В.Ніколаєвою. Л.М.Гущиною.
Окрему подяку за допомогу у створенні комп'ютерної версії монографії автори висловлюють І.В.Будаку.
Переклад анотації та змісту на англійську мову здійснено Н.М.Осадчою.
Список посилань складено З.С.Бондаренко та Л.М.Гущиною.
Науково-редакційне опрацювання проведено Є.І.Стеценко.
В оформлені рукопису монографії надала допомогу КД. Коротка.
Значний обсяг роботи у підготовці монографії виконано З.С.Бондаренко, Л.М.Гущиною, Н.В.Ніко-
лаєвою, С.Ф.Рудішиною, Т.П.Ткаченко.
Характеристика синоптичних процесів для окремих розділів узгоджувалась із спеціалістами та Началь-
ником Українського гідрометеорологічного центру М.І.Кульбідою.
Колектив авторів висловлює велику вдячність директору Українського науково-дослідного гідрометео-
рологічного інституту В.І.Осадчому за постійну підтримку та участь у підготовці моноірафії.
8
ЗМІСТ
Передмова ........................................................................З
1.	Вступ .......................................................................15
1.1.	Кліматологічні дослідження та перспективи їх розвитку.....................15
1.2.	Використана кліматологічна інформація та її опрацювання ..................20
•
2.	Клімат і кліматоутворювальні фактори ........................................27
2.1.	Кліматична система і фактори, що зумовлюють формування клімату ...........27
2.2.	Сонячна радіація та енергетична взаємодія між складовими кліматичної системи ... 28
2.2.1.	Надходження сонячної радіації на верхню межу атмосфери.
Трансформація сонячної радіації в атмосфері ................................28
2.2.2.	Радіаційний та тепловий баланс підстильної поверхні..................29
2.3.	Циркуляційні фактори клімату .............................................32
2.3.1.	Загальна циркуляція атмосфери........................................32
2.3.2.	Зональна циркуляція атмосфери........................................34
2.3.3.	Циклонічна діяльність, поле атмосферного тиску
та циркуляція повітря у приземному шарі ....................................35
2.4.	Підстильна поверхня та ЇЇ кліматоутворювальне значення....................38
3.	Особливості клімату України..................................................41
3.1.	Радіаційний режим ......................................................  41
3.1.1.	Тривалість сонячного сяйва...........................................42
3.1.2.	Пряма сонячна радіація ..............................................45
3.1.2.1.	Прозорість атмосфери ............................................47
3.1.3.	Розсіяна сонячна радіація ...........................................50
3.1.4.	Сумарна сонячна радіація ............................................52
3.1.5.	Альбедо підстильної поверхні і поглинута короткохвильова радіація ...56
3.1.6.	Ефективне випромінювання.............................................59
3.1.7.	Радіаційний баланс...................................................61
3.1.8.	Фотосинтетично активна радіація......................................65
3.1.9.	Ультрафіолетова сонячна радіація...................................  68
3.1.10.	Природна освітленість...............................................72
3.1.11.	Вміст озону в атмосфері ............................................75
3.2.	Вплив загальної циркуляції атмосфери на регіональний клімат і погоду......78
3.2.1.	Загальні властивості синоптичних процесів............................87
3.3.	Роль підстильної поверхні у формуванні клімату............................94
3.4.	Атмосферний тиск і вітер .................................................101
3.4.1.	Атмосферний тиск ....................................................101
3.4.2.	Вітер...............................................................108
3.5.	Термічний режим ..........................................................114
3.5.1.	Температура повітря .................................................114
3.5.1.1.	Середня місячна температура повітря.............................114
3.5.1.2.	Максимальна температура повітря ................................125
3.5.1.3.	Висока температура повітря......................................128
3.5.1.4.	Відлига ........................................................133
3.5.1.5.	Мінімальна температура повітря..................................137
3.5.1.6.	Низька температура повітря......................................141
3.5.1.7.	Заморозок.......................................................146
3.5.1.8.	Особливості розподілу температури повітря у горах ..............149
3.5.2.	Температура ґрунту .................................................153
3.5.2.1.	Температура поверхні ґрунту.....................................153
3.5.2.2.	Температура ґрунту на різній глибині ...........................154
3.5.2.3.	Заморозок на поверхні ґрунту ...................................156
3.6.	Вологість повітря........................................................158
3.6.1.	Парціальний тиск водяної пари ....................................  158
3.6.2.	Відносна вологість .................................................161
3.6.3.	Дефіцит насичення...................................................163
3.7.	Хмарність..................................,...........................  164
3.7.1.	Ступінь покриття небосхилу хмарами .................................164
ЗМІСТ
9
3.7.2.	Стійкість ясної і похмурої погоди ................................   .167
3.7.3.	Режим хмарності за формою і висотою ..................................170
3.8.	Атмосферні опади............................................................174
3.8.1.	Кількість опадів......................................................174
3.8.2.	Частота випадання опадів..............................................182
3.8.3.	Тривалість опадів ..................................................  185
3.8.4.	Інтенсивність опадів..................................................188
3.8.5.	Райони (ареали) з різною кількістю опадів ............................190
3.9.	Сніговий покрив.............................................................191
3.9.1.	Утворення, руйнування	снігового покриву та тривалість його залягання..191
3.9.2.	Висота, щільність снігового покриву і запас води у ньому..............194
3.9.3.	Сильні снігопади .....................................................196
3.10.	Сумарне випаровування .....................................................197
3.11.	Атмосферні явища.........................................................  201
3.11.1.	Туман..............................................................  202
3.11.2.	Ожеледно-паморозеві утворення........................................206
3.11.3.	Хуртовина ...........................................................212
3.11.4.	Гроза ...............................................................216
3.11.5.	Град.................................................................219
3.11.6.	Шквал................................................................224
3.11.7.	Смерч..............................................................  226
3.11.8.	Пилова буря..........................................................229
3.11.9.	Посушливі явища (бездощовий період, суховій, посуха).................233
3.12.	Мікрокліматичні особливості окремих територій..............................245
3.12.1.	Мікроклімат міста..............................................,.....246
3.12.2.	Озеленення міста і його вплив на мікроклімат.........................254
3.12.3.	Мікроклімат саду.....................................................258
3.12.4.	Мікроклімат водойм та прибережних територій .........................261
3.12.5.	Особливості мікрокліматичного районування............................265
4.	Використання кліматичних ресурсів для вирішення прикладних задач...............267
4.1.	Геліо- і вітроенергетичні ресурси...........................................267
4.1.1.	Геліоенергетичні ресурси .............................................267
4.1.2.	Вітроенергетичні ресурси ...........................................  274
4.2.	Агрокліматичні та агрогідрологічні ресурси .................................279
4.3.	Агрокліматичне та агрогідрологічне районування .............................292
4.4.	Рекреаційні ресурси клімату ................................................297
4.5.	Опалювальний період.........................................................305
5.	Зміни та коливання клімату, сценарії можливих змін глобального
і регіонального клімату ........................................................  311
5.1.	Глобальні зміни клімату - міжнародні аспекти ...............................311
5.2.	Зміни та коливання регіонального клімату ...................................314
5.3.	Сценарії можливих змін клімату України у XXI ст. (під впливом глобального
антропогенного потепління) .......................................................319
5.3.1.	Сценарії очікуваних змін глобальної температури повітря Землі.........319
5.3.2.	Сценарій сезонно-просторового розподілу сучасного глобального
потепління клімату...........................................................322
5.3.3.	Сценарій очікуваних регіональних змін температури повітря у XXI ст....323
5.3.4.	Сценарій очікуваних регіональних змін інтенсивності
атмосферних опадів у XXI ст..................................................326
6.	Клімат України в основних кліматичних класифікаціях ...........................331
Висновки ....................................................................    .333
Перелік посилань..................................................................335
10
СОДЕРЖАНИЕ
Предисловие ..........................................................      З
1.	Вступление.......................................................       15
1.1.	Климатические исследования и перспективи их развития ..............   15
1.2.	Использованная климатологическая информация и ее обработка ...........20
2.	Климат и климатообразующие фактори .....................................27
2.1.	Климатическая система и факторні, обусловливающие формирование климата.27
2.2.	Солнечная радиация и енергетическое взаимодействие между составляющими
климатической системи .....................................................28
2.2.1.	Поступление солнечной радиации на верхнюю границу атмосфери.
Трансформация солнечной радиации в атмосфере ..........................28
2.2.2.	Радиационний и тепловой баланс подстилающей поверхности ........29
2.3.	Циркуляционние фактори климата......................................  32
2.3.1.	Общая циркуляция атмосфери ......................................32
2.3.2.	Зональная циркуляция атмосфери .................................34
2.3.3.	Циклоническая деятельность, поле атмосферного давлення и
циркуляция воздуха в приземном слое....................................35
2.4.	Подстилающая поверхность и ее климатообразующее значение .............38
3.	Особенности климата Украиньї .........................................  41
3.1.	Радиационний режим .................................................41
3.1.1.	ГІродолжительность солнечного сияния .........................  42
3.1.2.	Прямая солнечная радиация ......................................45
3.1.2.1.	Прозрачность атмосфери .....................................47
3.1.3.	Рассеянная солнечная радиация ..................................50
3.1.4.	Суммарная солнечная радиация ...................................52
3.1.5.	Альбедо подстилающей поверхности и поглощенная коротковолновая радиация .56
3.1.6.	Зффективное излучение .......................................  .59
3.1.7.	Радиационний баланс ............................................61
3.1.8.	Фотосинтетически активная радиация .............................65
3.1.9.	Ультрафиолетовая солнечная радиация ............................68
3.1.10.	Естественная освещенность....................................  72
3.1.11.	Содержание озона в атмосфере ...................................75
3.2.	Влияние общей циркуляции атмосфери на региональний климат и погоду .78
3.2.1.	Общие свойства синоптических процессов .........................87
3.3.	Роль подстилающей поверхности в формировании климата ...............94
3.4.	Атмосферное давление и ветер ......................................101
3.4.1.	Атмосферноедавление............................................101
3.4.2.	Ветер..........................................................108
3.5.	Термический режим .................................................114
3.5.1.	Температура воздуха .............................Г.............114
3.5.1.1.	Средняя месячная температура воздуха ......................114
3.5.1.2.	Максимальная температура воздуха ..........................125
3.5.1.3.	Високая температура воздуха ...............................128
3.5.1.4.	Оттепель...................................................133
3.5.1.5.	Минимальная температура воздуха ...........................137
3.5.1.6.	Низкая температура воздуха ................................141
3.5.1.7.	Заморозок..................................................146
3.5.1.8.	Особенности распределения температури воздуха в горах .....149
3.5.2.	Температура почви .............................................153
3.5.2.1.	Температура поверхности почви .............................153
3.5.2.2.	Температура почви на разной глубине........................154
3.5.2.3.	Заморозок на поверхности почви ............................156
3.6.	Влажность воздуха ...............................................  158
3.6.1.	Парциальное давление водяного пара ............................158
3.6.2.	Относительная влажность........................................161
3.6.3.	Дефицит насищения .............................................163
3.7.	Облачность.........................................................164
СОДЕРЖАНИЕ
11
3.7.1.	Степень покрнтия небосвода облаками............................  164
3.7.2.	Устойчивость ясной и пасмурной погоди ...........................167
3.7.3.	Режим облачности по форме и вьісоте .............................170
3.8.	Атмосферньїе осадки ...................................................174
3.8.1.	Количество осадков...............................................174
3.8.2.	Частота випадення осадков .......................................182
3.8.3.	Продолжительность осадков .......................................185
3.8.4.	Интенсивность осадков..........................................  188
3.8.5.	Районьї (ареали) с разньїм количеством осадков ..................190
3.9.	Снежннй покров ........................................................191
3.9.1.	Образование, разрушение снежного покрова и продолжительность
его залегания ..........................................................191
3.9.2.	Висота, плотность снежного покрова и запаси води в нем ..........194
3.9.3.	Сильние снегопади ...............................................196
3.10.	Суммарное испарение ..................................................197
3.11.	Атмосферние явлення ..................................................201
3.11.1.	Туман...........................................................202
3.11.2.	Гололедно-изморозевие образования ..............................206
3.11.3.	Метель .........................................................212
3.11.4.	Гроза ..........................................................216
3.11.5.	Град............................................................219
3.11.6.	Шквал...........................................................224
3.11.7.	Смерч...........................................................226
3.11.8.	Пильная буря ...................................................229
3.11.9.	Засушливне явлення (бездождний период, суховей, засуха) ........233
3.12.	Микроклиматические особенности отдельних территорий ..................245
3.12.1.	Микроклимат города ...........................’...............  246
3.12.2.	Озеленение городов и его влияние на микроклимат.................254
3.12.3.	Микроклимат сада ................................................258
3.12.4.	Микроклимат водоемов и прибрежних территорий ...................251
3.12.5.	Особенности микроклиматического районирования ...................255
4.	Использование климатических ресурсов для решения прикладних задач ........267
4.1.	Гелио- и ветрознергетические ресурси ..................................267
4.1.1.	Гелиознергетические ресурси  .....................................267
4.1.2.	Ветрознергетические ресурси .....................................274
4.2.	Агроклиматические и агрогидрологические ресурси .......................279
4.3.	Агроклиматическое и агрогидрологическое районирование .................292
4.4.	Рекреационнне ресурси климата .........................................297
4.5.	Отопительний период .................................................  305
5.	Изменения и колебания климата, сценарии возможньїх изменений
глобального и регионального климата .........................................311
5.1.	Глобальнне изменения климата - международнне аспекти ...................311
5.2.	Изменения и колебания регионального климата ...........................314
5.3.	Сценарии возможньїх изменений климата Украйни в XXI в. (под влиянием
глобального антропогенного потеплення) .....................................319
5.3.1.	Сценарии ожидаемнх изменений глобальной температури воздуха Земли . .319
5.3.2.	Сценарий сезонно-простанственного распределения современного
глобального потеплення климата..........................................322
5.3.3.	Сценарий ожидаемнх региональних изменений температури воздуха в XXI в .323
5.3.4.	Сценарий ожидаемнх региональних изменений интенсивности
атмосферних осадков в XXI в ............................................326
6.	Климат Украйни в основних климатических классификациях ...................331
Виводи ..................................................................   .333
Список литератури..........................................................  335
12
СОМТЕІМТ8
Еогешогб ...................................................................................З
1.	Іпігобисііол.........................................................................  15
1.1.	СІітаїіс іпуезіідаііопз апб ргозресіз о! ІНеіг беуеіортепі.........................15
1.2.	СІітаіоІодісаІ іпіогтаїіоп изіпд апб ііз ргосеззіпд ...............................20
2.	Сіітаїе апб сіітаїе-іогтіпд Тасіогз .................................................. 27
2.1.	СІітаїіс зузіет апб Тасіогз саизіпд ІЬе сіітаїе Іогтаїіоп .........................27
2.2.	Зоїаг габіаііоп апб епегдеііс іпіегасііоп ЬеЬлгееп сотропепіз оі ІЬе сІітаїіс зузіет .. 28
2.2.1.	Зоїаг габіаііоп сотіпд оп ІЬе Іор Ьогбег о! ІЬе аітозрЬеге.
Тгапзіогтаііоп о1 зоїаг габіаііоп іп ІЬеаітозрЬеге...................................28
2.2.2.	Аабіаііпд алеї ІЬе ІЬегтаІ ЬаІапсе оі а ипбегіуіпд зигїасе ...................29
2.3.	Сігсиїаіілд Іасіогз оі сіітаїе ....................................................32
2.3.1.	СепегаІ аІтозрЬегіс сігсиїаііоп ..............................................32
2.3.2.	2опаІ аІтозрЬегіс сігсиїаііоп.................................................34
2.3.3.	Сусіоліс асіміу, Тіеіб оі аІтозрЬегіс ргеззиге апб аіг сігсиїаііоп
аі ІЬе зигїасе Іауег  ...............................................................35
2.4.	ТЬе ипбегіуіпд зигїасе апб ііз сіітаїе-іогтіпд ітрогіапсе .........................38
3.	Ееаіигез оі ІІкгаіпе сіітаїе ..........................................................41
3.1.	Аабіаііоп сопбііюпз................................................................41
3.1.1.	Оигаііоп оі зоїаг габіапсе ...................................................42
3.1.2.	Оігесі зоїаг габіаііоп .......................................................45
3.1.2.1.	АІтозрЬегіс ІгалзтіПалсе..................................................47
3.1.3.	Оіііизе зоїаг габіаііоп ......................................................50
3.1.4.	ТоїаІ зоїаг габіаііоп ........................................................52
3.1.5.	АІЬебо оі ІЬе ипбегіуіпд зигїасе алеї аЬзогЬеб зЬогі-ууауе габіаііоп .........56
3.1.6.	Еїїесіп/е еталаїіоп ... ......................................................59
3.1.7.	ТЬе габіаііоп Ьаіалсе ........................................................61
3.1.8.	РЬоіозупіЬеііс асііуе габіаііоп ..............................................65
3.1.9.	1)Ііга-\лоІеі зоїаг габіаііоп ................................................68
3.1.10.	Иаіигаї іггабіапсе ........................................................  72
3.1.11.	Сопіепіз оі огопе іп ІЬе аітозрЬеге .........................................75
3.2.	ІпІІиепсе оі а депегаї аІтозрЬегіс сігсиїаііол оп гедіопаї сіітаїе апсі ууеаіЬег ..78
3.2.1.	СепегаІ сЬагасіегізіісз оі зупоріісаі ргосеззез...............................87
3.3.	Роїе оі ІЬе ипбебуіпд зигїасе іп Ше Іогтіпд оі сіітаїе.............................94
3.4.	АІтозрЬегіс ргеззиге апсі муіпсі .................................................101
3.4.1.	АІтозрЬегіс ргеззиге ........................................................101
3.4.2.	УІ/іпб ......................................................................108
3.5.	ТЬегтаІ гедіте ...................................................................114
3.5.1.	ТЬе аіг іетрегаїиге .........................................................114
3.5.1.1.	Ап аVегаде топіЬІу аіг іетрегаїиге.......................................114
3.5.1.2.	ТЬе тахітаї аіг іетрегаїиге .............................................125
3.5.1.3.	А ЬідЬі іетрегаїиге оі аіг ..............................................128
3.5.1.4.	иьа*.....................................................................133
3.5.1.5.	МіпітаІ іетрегаїиге оТ аіг ..............................................137
3.5.1.6.	А Іо*/іетрегаїиге оі аіг ................................................141
3.5.1.7.	Егозіз.................................................................  146
3.5.1.8.	ОізігіЬиііпд Іеаіигез оі ІЬе аіг іетрегаїиге іп тоипіаіпз................149
3.5.2.	ТЬе дгоипб іетрегаїиге ......................................................153
3.5.2.1.	А іетрегаїиге оі ІЬе дгоипб зигїасе .....................................153
3.5.2.2.	ТЬе дгоипб іетрегаїиге аі ІЬе біНегепі беріЬ ............................154
3.5.2.3.	Сгоипб зигїасе Ігозіз ...................................................156
3.6.	Аіг Ьитібііу......................................................................158
3.6.1.	УУаіег уарог рагііаі ргеззиге ...............................................158
3.6.2.	Реіаіп/е Ьитібііу ...........................................................161
3.6.3.	Заіигаііоп беїісіі ..........................................................163
3.7.	Сіоибіпезз........................................................................164
3.7.1.	Оедгее оі ІЬе сіоибз со7егіпд оі а зку ......................................164
СОМТЕИТЗ
13
3.7.2.	Еаіг апсі сіоисіу ««еаІЬег зіаЬіІііу .........................................167
3.7.3.	СІоисІіппез гедіте аі ЬеідЬі апсі Ьу Тогт ...................................170
3.8.	АітозрЬегіс ргесіріїаііоп ..........................................................174
3.8.1.	НаіпТаІІ .....................................................................174
3.8.2.	АітозрЬегіс ргесіріїаііоп ігедиепсу........................................  .182
3.8.3.	Оигаііоп о1 ргесіріїаііоп ................................................... 185
3.8.4.	Ргесіріїаііоп зігепдіЬ ......................................................188
3.8.5.	ОіИегепі гаіпіаіі агеаз .....................................................190
3.9.	8поу/соуєг........................................................................  191
3.9.1	.Зпо*/ соуєг, ііз сіезігисііоп апсі сіигаііоп ................................191
3.9.2.	Неідґіі, сіепзііу апсі тоізіиге гезегуе оі зпои/ сотег.......................194
3.9.3.	Неауу зпоМаІІз...............................................................196
3.10.	ТоіаІ еуарогаїіоп ........................................,........................197
3.11.	АітозрЬегіс рЬепотепа .............................................................201
3.11.1.	Род ........................................................................202
3.11.2.	біаге-ісе апсі гіте Іогтаїіоп ..............................................206
3.11.3.	Зпо«Т5іогт................................................................  212
3.11.4.	ТЬипсіегзіогт...............................................................216
3.11.5.	НаіІ........................................................................219
3.11.6.	ЗдиаІІ .....................................................................224
3.11.7.	Тогпасіо ...................................................................226
3.11.8.	Оизізіогт...................................................................229
3.11.9.	бгоидЬІу рЬепотепа (гаіпіезз ііте, Мої «гіпсі, сігоидЬі) ...................233
3.12.	Місгосіітаііс Теаіигез оі зерагаіесі іеггіїогіез ..................................245
3.12.1.	Сііу тісгосіітаїе ..........................................................246
3.12.2.	багйепіпд о( сіїіез апсі ііз іпЛиепсе оп а тісгосіітаїе ....................254
3.12.3.	Місгосіітаїе о! а дагсіеп...................................................258
3.12.4.	Місгосіітаїе оі гезеп/оігз апсі соазіаі Іеггіїогіез.........................261
3.12.5.	Реаіигез о( тісгосіітаііс гопіпд ...........................................265
4.	ІІзіпд о1 сіітаііс гезоигсез Іог ІЬе сіесізіоп оі аррііеб Іазкз........................267
4.1.	Неііо- апсі «гіпсі епегдеііс гезоигсез .............................................267
4.1.1.	Неііоепегдеііс гезоигсез ....................................................267
4.1.2.	ХЛЛіпсі епегпегдеііс гезоигсез ..............................................274
4.2.	Адгосіітаїіс апсі адгоЬуЬгоІодісаІ гезоигсез .......................................279
4.3.	Адгосіітаїіс апсі адгоЬусІгоІодісаІ хопіпд .........................................292
4.4.	СІітаїе гесгеаііопаї гезоигсез .....................................................297
4.5.	ТЬе Ьеаііпд регіосі ................................................................305
5.	СЬапдез апсі ІІисіиаііоп оі СІітаїе, зсепагіоз оі ІЬе дІоЬаІ
апсі ІЬе гедіопаї СІітаїе роззіЬІе сЬапдез ................................................311
5.1.	бІоЬаІ СІітаїе сЬапдез - іпіегпаїіопаї азресіз .....................................311
5.2.	СЬапдез апсі ііисіиаііопз оі гедіопаї СІітаїе ......................................314
5.3.	Зсепагіоз оі ІЬе ІІкгаіпе СІітаїе роззіЬІе сЬапдез іп XXI с.(дІоЬаІ ««агтіпд іпііиепсе) . .319
5.3.1.	Зсепагіоз о! ІЬе ЕагІЬ дІоЬаІ аіг Іетрегаїиге ехресіесі сЬапдез ..............319
5.3.2.	Зсепагіоз оі ІЬе зеазоп-зраііаі сіізігіЬиІіоп оі ІЬе тосіет дІоЬаІ СІітаїе ««агтіпд 322
5.3.3.	Зсепагіоз оі ехресіесі гедіопаї сЬапдез оТ аіг Іетрегаїиге іп XXI сепіигу ....323
5.3.4.	Зсепагіоз оі ехресіесі гедіопаї сЬапдез оі аітозрЬегіс ргесіріїаііоп іп ХХІ сепіигу .326
6.	СІітаїе оТ ІІкгаіпе іп ІЬе Ьазіс сіітаііс сІаззИісаііопз ..............................331
Сопсіиаіопз ...............................................................................333
Неіегепсез   ............................................................................  335
14
1. ВСТУП
Україна розмішена на південному заході Східно-
Європейської рівнини. На заході території підно-
сяться Українські Карпати, на півдні уздовж Півден-
ного берега Кримського півострова - Кримські гори.
Із заходу на схід (від 22 до 40* схл.) її територія прос-
тягається на 1300 км. а з півночі на південь (від 52 до
45° пн.ш.) - майже на 900 км. Площа території
України становить 603,7 тис.км .
На території України розміщуються високі гірські
масиви, височини, низовинні рівнини, її оточують
теплі моря. Складні фізико-географічні умови зумов-
люють різноманітність клімату', який змінюється від
перезволожених на заході Полісся до посушливих
південних степових районів. Своєрідним кліматом
відрізняється Південний берег Криму. Українські
Карпати, Кримські гори.
Україна характеризується сприятливим кліматом
для життєдіяльності людини. Проте особливості
місцеположення, розвиток атмосферних процесів
створюють умови для виникнення стихійних метео-
рологічних явищ, які приймають іноді катастро-
фічний характер і приносять значні збитки.
Теоретичною основою монографії послужили
сучасні уявлення про клімат, його складові, зміни
клімату та світові досягнення в області кліматології і
Всесвітньої Метеорологічної Організації (ВМО).
Інформаційну базу монографії склали клімато-
логічні дані, вмішені в "Кадастрі з клімату України". У
монографії дотримувались термінів та визначень наве-
дених у Державних стандартах України "Терміни та
визначення основних понять” з Метеорології (1997),
Синоптичної метеорології (2000), Кліматології (2001).
Зібрана інформація послужила основою для підго-
товки фундаментального дослідження, що дозволяє
вирішувати актуальні проблеми клімату на новій
концептуальній основі.
Концептуальні принципи монографії базуються на
сучасних уявленнях про теорію клімату; обгрунту-
ванні поняття "кліматична система", вихідні поло-
ження якої знайшли свій подальший розвиток. В
тому числі на:
•	визначенні місця і ролі основних кліматоугво-
рювальних факторів у кліматичній системі;
•	виявленні закономірностей просторово-часового
розподілу полів основних метеорологічних величин і
атмосферних явиш. На основі фізико-статистичних
методів розраховано їх основні статистичні та
ймовірнісні показники (характеристики);
•	дослідженні мікрокліматичних особливостей
окремих територій як одного з факторів формування
місцевого клімату;
•	оцінці рекреаційних ресурсів;
•	з'ясуванні ролі антропогенного фактора у процесі
зміни і коливання клімату, а також зумовлено
можливі сценарії зміни глобального і регіонального
клімату.
Підготовлена монографія є підсумковим дослід-
женням в області клімату України за останні 80 років.
1.1. КЛІМАТОЛОГІЧНІ ДОСЛІДЖЕННЯ ТА
ПЕРСПЕКТИВИ ЇХ РОЗВИТКУ
Кліматологічні дослідження в Україні мають давні
традиції, які склалися ше у минулому столітті під
впливом наукових досліджень відомих кліматологів:
О.І.Воєйкова, П.І.Броунова, О.В.Клосовського та ін.
Уже в перші роки існування Української метеоро-
логічної служби (УкрМЕТу) опубліковано ряд робіт,
присвячених клімату окремих міст, губерній, регіонів
і всієї України (Д.К.Педаєва, Г.Н.Висоцького,
М.І.Данилевського, С.А.Бжозовського, М.М.Сам-
бикіна, Л.Г.Данилова, ПЛ.Томашевича, І.Я.Точид-
ловського, Г.Ф.Воцелка, М.І.Гука, І.К.Половка,
В.П.Попова та ін.).
У передвоєнні роки одне з головних завдань у га-
лузі вивчення клімату полягало у зборі і системати-
зації кліматологічної інформації з атмосферних
опадів та снігового покриву, яка опублікована у
"Волном кадастре СССР" (1940).
Для потреб господарства було розпочато скла-
дання кліматологічного довідника, яке було перер-
вано війною. Одразу ж після визволення України
ця робота відновилась і завершилась публікацією
"Климатологического Справочника СССР вьіп.Ю.
по Украинской ССР и Молдавской ССР” (1950).
1. ВСТУП
15
У 40 таблицях довідника вміщено матеріали багато-
річних спостережень із основних метеорологічних
величин за 1891 - 1935 рр. У його підготовці брали
участь М.І.Гук, М.М.Акимович, І.О.Бучинський,
ШД.Гофштейн, Г.ФЛяпіна, К.С.Розова, Є.Т. Хар-
ченко та ін. У 1957 р. видано 11 том "Климатоло-
гического справочника”. У цей період значний вклад
у розвиток кліматології в Україні внесли М.І.Гук та
К.С.Розова.
М.І.Гук - один із видатних вчених-кліматологів
України. Йому належать значні наукові праці з вив-
чення режиму атмосферних опадів. Ним опублікова-
но фундаментальні кліматичні карти, підготовлені
прогресивним на той час методом.
К.С.Розова, маючи величезний досвід опрацюван-
ня кліматологічних даних, зробила великий внесок у
створення кліматологічної інформаційної бази, бра-
ла участь у підготовці та складанні Довідників з
клімату, робота над якими у кліматології вважається
однією з найбільш трудомістких і відповідальних. У
1953 - 1956 рр. під керівництвом К.С.Розової систе-
матизовано і опубліковано 5 томів метеорологічних
спостережень за температурою повітря та атмосфер-
ними опадами для України та Молдови. У цих ви-
даннях вмішено матеріали спостережень кожної ме-
теорологічної станції з часу її заснування до 1950 р.
З 1957 р. Київська та Одеська гідрометеорологічні
обсерваторії (ГМО) проводили збір і систематизацію
даних про вітер, хмарність, температуру повітря та ат-
мосферні явища. Це дало можливість Київській ГМО
(Л.І.Місюра, І.І.Трусов, В.І.Гришко, А.Й.Смирнова,
В.М.Іванова, Л.М.Сакалі, Є.Т.Харченко, Є.В.Нссен,
Є.М.Сирцова, З.П.Зінченко, В.Ф.Колісник, В.П.Шу-
мейко, Н.С.Абрамова) підготувати новий "Справоч-
ник по климату СССР", вип. 10 (1966 - 1969). У його
підготовці також брали участь Одеська ГМО
(М.М.Акимович, Л.С.Березіна та ін.) і гідрометеоро-
логічна обсерваторія Чорного та Азовського морів
(Л.СЛабунська. А.А.Мішенко та ін.). Довідник скла-
дається з 5 частин (сонячна радіація та сонячне сяй-
во; температура повітря та грунту; вологість повітря,
атмосферні опади, сніговий покрив; хмарність та ат-
мосферні явища), які вміщують середні багаторічні
значення різних метеорологічних величин. Крім таб-
личного матеріалу наводиться коротка характеристи-
ка режиму кожної метеорологічної величини.
У 50-х роках кліматологи під керівництвом М.І.Гу-
ка виконали ряд кліматологічних розробок для про-
екту будівництва каскаду гідроелектростанцій на
Дніпрі, Південно-Українського каналу та інших
гідротехнічних споруд України. Складено кліматичні
нариси району Каховської ГЕС (1950), басейн}'
Сіверського Дінця і Осколу (1952), району Кремен-
чуцької (1955), Дніпродзержинської (1956), Канівсь-
кої (1960) і Київської (1960) ГЕС.
Кліматологами багато зроблено для потреб сільсь-
когосподарських організацій. У виданнях Міністер-
ства сільського господарства України ("Система за-
ходів для збільшення виходу сільськогосподарської
продукції з 100 та землі) (1957, 1958) публікувались
кліматологічні характеристики основних фізико-
географічних зон України — Полісся, Лісостепу, Сте-
пу, а також Криму і Українських Карпат. Пізніше
виходили монографії під назвою "Научньїе основні
земледелия и животноводства" (1964). У 1975 р. для
спеціалістів сільського господарства М.Ф.Цупенко
підготував "Клімат України і врожай".
У 1962 р. вийшов із друку "Атлас Украинской ССР
и Молдавской ССР". Кліматичні карти для нього ви-
конано науковими співробітниками інституту
М.І.Гуком, К.С.Розовою, В.М.Бабіченко і М.І.Гой-
сою. У 1964 р. було видано перший "Агроклимати-
ческий атлас УкраиньГ за редакцією С.П.Са-
пожнікової, де вмішено докладну кліматологічну ха-
рактеристику України стосовно окремих видів
сільськогосподарського виробництва.
Найповнішу характеристику клімату України наве-
дено у монографії "Климат УкраиньГ (1967) за ре-
дакцією Г Ф.Прихотька, А.В.Ткаченка і В.М.Бабічен-
ко. Книга містить опис радіаційних, циркуляційних і
фізико-географічних факторів а також теплового і
водного режимів підстильної поверхні; спеціальний
розділ присвячено коливанню клімату України. Док-
ладно розглянуто основні метеорологічні величини у
просторово-часовому розрізі і подано їх ймовірнісні
характеристики. Монографія є першим фундамен-
тальним виданням з клімату України. У її підготовці
брали участь І.О.Бучинський, М.І.Гойса, М.І.Гук,
М.Ю.Кулаківська, Г.Ф.Лассе, Н.І.Михайлова. В.М.
Мучник, І.Н.Пономаренко, Л.З. Прох, К.С.Розова,
Л.І.Сакалі та ін.
У 1968 р. було видано "Климатический атлас Укра-
йни", підготовлений під керівництвом М.І.Гука і за
активної участі К.С.Розової. Він вмішує 188 кліма-
тичних карт, які характеризують просторово-часовий
розподіл метеорологічних величин на території Ук-
раїни (середні, крайні та ймовірнісні значення
кліматичних характеристик, графіки вікового, річно-
го та добового ходу). У 1978 р. АН України видано
"Атлас природних условий и сстественних ресурсов
Украинской ССР", для якого вчені інституту підготу-
вали значну кількість кліматичних карт.
У 60-х роках в інституті розпочато кліматичні
дослідження небезпечних явиш погоди. У ці роки
видаються К.С.Розовою "Бездощові періоди на Ук-
раїні" (1961), М.Н. Копачевською "Заморозки на Ук-
раїні" (1961). Дослідженням суховіїв займався 1.0.Бу-
чинський — "Климат Украйни в проділом, настоя-
шем и будушем" (1963), "Засухи, суховси, пильние
бури на Украине и борьба с ними" (1970). У 70-х ро-
ках під керівництвом К.Т.Логвинова співробітника-
ми УкрНДГМІ виконано цикл робіт, присвячених
дослідженню небезпечних метеорологічних явиш на
території України, їх узагальнено у монографії "Опа-
сние явлення погоди на Украине" (1972) за редак-
цією К.Т.Логвинова, В.М.Бабіченко, М.Ю. Кулаків-
ської. У ній наведено результати фізико-статистич-
них досліджень посушливих явиш, зливової діяль-
ності, сильних вітрів, пилових бур га ін. Виявлено
зв'язки між окремими метеорологічними величинами
і явищами, вивчено у добовому га річному розрізі
просторово-часові характеристики небезпечних
16
явиш. їх повторюваність, інтенсивність і тривалість.
Вперше побудовано номограми числа днів і трива-
лості окремих явиш. Виділено райони з їх найбіль-
шою частотою. Розвиток цього напряму робіт про-
довжено низкою монографій "Опасньїе гидрометео-
рологические явлення в Украинских Карпатах"
(1973) за редакцією К.Т.Логвинова. О.М.Раєвського,
М.М.Айзенберга, "Климат и опасньїе гидрометеоро-
логические явлення Крьіма" (1982) за редакцією
К.Т.Логвинова. М.Б.Барабаш. На відміну від попе-
редніх монографій у них розглянуто також небез-
печні гідрологічні явища (паводки, селі, снігові лави-
ни). Особлива увага приділялась вивченню посух.
Сильна посуха 1972 р. описана у брошурі "Особен-
ности засухи 1972 года на Украине", де вмішено та-
кож і багаторічні дані з цього явища.
У 1991 р. вийшла з друку монографія "Стихийньїе
метеорологические явлення на Украине и в Молда-
вии", підготовлена великим колективом авторів
(З.С.Бондаренко. Л.М.Гущина, Ф.В.Коршенко, Н.В.
Ніколаєва, В.М.Пишолка, С.Ф.Рудішина. І.М.Щер-
бань) під науковим керівництвом В.М.Бабіченко.
Досліджено закономірності просторово-часового роз-
поділу стихійних метеорологічних явиш на території
України і Молдови. Основні показники наведено для
адміністративних областей та економічних районів.
В УкрНДГМІ виконано значну кількість робіт,
присвячених вивченню режиму зволоження (М.І.
Гук, ГО.Бучинський, О.О.Кисиленко, М.Б.Барабаш,
І-ДЛоєва, Є.М.Кіптенко). В Одеському гідрометео-
рологічному інституті цим питанням займались О.М.
Раєвський, К.В.Голуб. Н.К.Миротворська. І.І.Калі-
ніна, О.О.Врублевська. у Київському державному
університеті — М.1.Щербань, П.І.Колісник, П.І.Коб-
зистий та ін.
Розкладання полів місячної кількості опадів за
природними ортогональними функціями проведено
Є.П. Школьним. Шляхом комплексного аналізу
полів кореляцій і дисперсій місячної'кількості опадів
виявлено особливості опадоутворювальних процесів
різного масштабу.
У зв'язку з роботами, шо розгорнулись у галузі ак-
тивного впливу на хмари з метою отримання додат-
кової кількості опадів, досліджувались зако-
номірності просторово-часової структури різних
видів опадів за матеріалами щільної опадомірної ме-
режі Українського експериментального метеоро-
логічного полігону.
Вивченням снігового покриву в інституті займа-
лись М.М.Михайленко, І.М.Щербань, туману -
Г.Ф.Прихотько, ГВ.Кошеленко, Л.З.Прох, Ж.К.Гу-
сак, посушливих явиш — М.В.Бова, ГВ.Кошеленко,
В.О.Волеваха, В.В.Свірина, суховійних явиш у
Київському державному університеті — В.П.Попов,
В.І.Ромушкевич.
Важливе значення у дослідженні генезису погоди і
клімату мали роботи з аерокліматології. Одним із
напрямів в інституті було вивчення за даними ракет-
ного зондування процесів, шо відбуваються у стра-
тосфері. Розподіл температури, вітру, тиску і щіль-
ності повітря представлено у ряді довідкових видань
а також у монографії К.ТЛогвинова " Метеорологи-
ческие параметри стратосфери" (1970).
Багато зроблено у галузі мікрокліматології.
Мікрокліматологічні дослідження розпочато ще у 50-х
роках (М.І.Щербань. О.В.Шахнович. А.О.Вількенс),
здійснено мікрокліматичне районування Південного
берега Криму, Закарпаття та Приазов'я. Видітено
райони, сприятливі для вирощування субтропічних
культур і винограду, розроблено методику оцінки
термічних ресурсів окремих сільськогосподарських
угідь в умовах пересічного рельєфу горбистої рівни-
ни. О.В.Шахнович розробив спеціальну методику
кількісної (безприладової) оцінки морозонебезпеки
окремих територій (зрошуваних патів, осушених
боліт і плодових садів). Виконано роботи з мікро-
клімату водойм (А.О.Рибченко. А.О.Вількенс), в
яких розроблено методику кількісної оцінки впливу
водойм на мікроклімат навколишньої території за-
лежно від їх розмірів, глибини і характеру берегової
лінії. Вчені Харківського державного університету
(Г.П.Дубинський, АЛ.Бабич та ін.) досліджували
мікроклімат зрошуваних полів.
У 60-х роках в УкрНДГМІ під керівництвом
О.Р.Консгантинова розпочалось вивчення складових
теплового та водного балансів підстильної поверхні
як фізичної основи генезису погоди і клімату. Було
розроблено методи спрощеного розрахунку компо-
нент теплового та водного балансу за даними спосте-
режень метеорологічних станцій (О.Р.Константинов,
М.І.Гойса, А.А.Левенко. Н.І.Астахова, Н.А.Перелет).
Експериментальні роботи з кліматології теплового
балансу виконувала велика група співробітників
інституту (М.І.Гойса. Р.М.Олійник, Л.М.Богданова,
В.М.Пишолка, Л.С.Рибченко, А.П.Семенова. Л.В.
Дмитреико, О.В.Пугач). Основні результати експе-
риментів опубліковано у монографії О.Р.Константи-
нова, Л.І.Сакалі, М.І.Гойси та Р.М.Олійника "Тепло-
вой и водний режим Украйни” (1966) та в "Атласе сос-
тавляющих теплового и водного баланса Украйни",
виданого у 1966 р. за редакцією О.Р.Консгантинова
та М.І.Гойси. У 1967 р. вийшла монографія М.М.Во-
левахи і М.І.Гойси "Знергетические ресурси клима-
та Украйни".
Подальший розвиток дослідження кліматології
теплового балансу одержали у роботах Л.І.Сакалі. У
1970 р. він підготував і видав монографію "Тепловой
баланс Украйни и Малдавии", в якій всебічно
висвітлено питання регіональної кліматології тепло-
вого балансу, просторово-часова структура його
складових, вперше представлено схеми розподілу
компонент для території Українських Карпат і аква-
торії Чорного моря, розглянуто географічну зо-
нальність складових балансу на території України.
Велику увагу в УкрНДГМІ приділено регіональній
кліматології та клімату окремих зон і районів Ук-
раїни. Важливе значення мали дослідження загальної
кліматичної зональності Українських Карпат сто-
совно вимог лісового і сільськогосподарського гос-
подарства, охорони здоров'я, енергетики та транс-
порту. Внаслідок виконання цих робіт Л.В.Дмитрсн-
ко, Є.М.Кіптенко, П.МЛютик під керівництвом
1.ВСТУП
17
Л.І.Сакалі підготовлено монографію "Тепловой и
водний режим Украинских Карпат" (1985). У ній на
основі кліматологічних та експериментальних даних
представлено радіаційний, термічний і водний режи-
ми в Українських Карпатах, проаналізовано тепло-
вий і водний баланси підстильної поверхні, розгля-
нуто небезпечні гідрометеорологічні явиша, узагаль-
нено зв'язки складових теплового і водного режимів
з окремими морфометричними показниками. Описа-
но особливості пограничного шару атмосфери над
передгірними районами.
Вивчення різних аспектів клімату Українських
Карпат виконувались разом із вченими країн Євро-
пи, підсумки спільних робіт систематично розгляда-
лись на міжнародних конференціях з метеорології
Карпат, друкувались у спеціальних збірниках і пра-
цях конференцій. У результаті двостороннього нау-
ково-технічного співробітництва між Україною і
Болгарією у галузі дослідження кліматичних ресурсів
Українських Карпат і Баї кап видано моноірафію
"Климатические ресурси Украинских Карпат и Бал-
кан" (1987) піл керівництвом Л.І.Сакалі і С.ХЛінго-
вої. Українські Карпати вивчали Л.В.Дмитренко,
Є.М.Кіптенко. Н.М.Михайлснко, Н.В.Ніколаєва.
В.М.Пишолка, С.Ф.Рудішина, М.І.Кирилюк, П.МЛю-
тик, В.Ф.Грищенко, С.МЛундин та ін., у Чернівець-
кому державному університеті - М.С.Андріанов.
О.І.Токмаков, В.С.Антонов, А.О.Малютіна. В.В.По-
роденко, в Академії наук України - І.О.Бучинськнй,
М.М.Волеваха, В.О.Коржов, які підготували моног-
рафію "Клімат Українських Карпат"(І971).
Великий обсяг робіт виконано з регіональної
кліматології і клімату окремих зон і районів України
в Одеському гідрометеорологічному інституті
(Є.А.Бурман, О.М.Раєвський, К.В.Голуб, Н.К.Ми-
ротворська. І.І.Калініна, Л.К.Смекалова, О.О.Вруб-
левська). Київському державному університеті
(І.К.Половко, В.П.Попов, М.І.Щербань, В.І.Ромуш-
кевич, П.І.Колісник, П.І.Кобзистий, Г.Д.Проценко).
Деякі питання з клімату окремих регіонів досліджу-
вали спеціаіісти обласних гідрометбюро.
У 80-х роках кліматологами УкрНДГМІ спільно з
вченими Київського державного університету під
керівництвом К.ТЛогвинова і М.І.Щербаня підго-
товлено монографію "Климат" із серії "Природа Ук-
раинской ССР" (1984). У книзі висвітлюються зако-
номірності формування клімату України, розподіл
основних кліматоутворювальних факторів та показ-
ників, складових радіаційного і теплового балансу,
температури повітря та грунту, вологості повітря.^ат-
мосферних опадів, атмосферного тиску, вітру, вікові
зміни клімату і вплив на нього господарської діяль-
ності. розглянуто питання кліматичного (загального
і прикладного) і мікрокліматичного районування,
оцінено можливості використання кліматичних ре-
сурсів. особливості погодних умов за сезонами року.
У монографіях В.І.Конторшикова "Статистическая
структура поля влажности почвьі Украиньї" (1979) і
"Особенности интерпрстации и прогноза наземних
метеорологических полей" (1980) висвітлено структу-
ру наземних полів мстеорологічнззх величин.
У межах теми "Клімат великих міст" у 80 - 90-х ро-
ках підготовлено кліматологічну характеристику ос-
новних міст країни. В УкрНДГМІ разом з гідромете-
оцентром Держкомгідромсту України і університета-
ми складено і видано монографії "Климат Києва"
(1980), "Климат Днепропетровска" (1982), "Климат
Харькова" (1983). "Климат Полтави" (1983) а також
"Климат Луцка" (1988) і "Клімат Львова" (1998) разом
з Луцьким педагогічним інститутом, "Клімат Вінниці"
разом із Вінницьким педагогічним інститутом (1995).
Одеський гідрометеорологічний інститут підготував
"Климат Одесси" (1987), Чернівецький державний
університет - "Климат Черновиов" (1999).
У монографіях вмішено опис основних особливос-
тей формування клімату кожного міста. Розгляда-
ються такі фактори кліматоутворення як сонячна
радіація і циркуляція атмосфери. Наводяться фізико-
географічні умови міста а також коротка історія роз-
витку метеорологічних спостережень. Докладно
представлено показники метеорологічних величин
(атмосферний тиск, температура повітря та грунту,
вологість повітря, атмосферні опади) і атмосферних
явищ. Дано детальну характеристику кліматичних се-
зонів. Велика увага приділяється мікрокліматичним
особливостям міст. Викладено результати досліджень
забруднення повітряного басейну міст та окремі пи-
тання прикладної кліматології.
У 1995 р. за редакцією В.М.Волощука та Н.Ф.То-
кар колективом наукових співробітників УкрНДГМІ
(З.С.Бондаренко, С.Ф.Рудішина, Н.В. Ніколаєва,
І.М.Щербань, С.Г.Бойченко, Л.М.Тушина. Ф.В.Кор-
шенко) очолюваних В.М.Бабіченко, видано моног-
рафію "Клімат Києва". У ній використано метео-
рологічні дані інструментальних спостережень за
останні 100 років. Кліматичні умови подано за
кліматичними сезонами. Для кожного сезону предс-
тавлено інформацію про сонячну радіацію, атмос-
ферний тиск і вітер, температуру повітря, атмосферні
опади та атмосферні явиша погоди. Ці матеріали
дозволяють певною мірою проаналізувати динаміку
клімату великого міста. Дослідження показують, шо
клімат змінюється, чітко проявляється тенденція до
загального потепління. Природа цих змін має в ос-
новному глобальний характер і пов'язана з антропо-
генним забрудненням навколишнього середовища.
На динаміку метеорологічних величин впливають та-
кож регіональні та місцеві фактори. Особливо велику
роль місцеві фактори можуть відігравати в індустріаль-
но розвинених містах, до яких відноситься і Київ.
Дослідження клімату та мікроклімату окремих міст
України, розташованих у різних фізико-географічних
умовах, дозволило виявити загальні закономірності
розподілу кліматологічних показників. Отримані ма-
теріали знаходять широке застосування у плануванні
та обслуговуванні міського господарства, у проекту-
ванні промислового, громадського і житлового
будівництва, у раціональному використанні кліма-
тичних ресурсів, проведенні заходів з охорони навко-
лишнього середовища. Кліматичними аспектами
забруднення повітряного басейну міст України зай-
мався Ф.В.Коршенко.
18
У 80-х роках в УкрНДГМІ проводилась оцінка
зміни кліматичних умов внаслідок територіального
розподілу стоку в південних районах України і Мол-
дови. Ці дослідження здійснювались за двома основ-
ними напрямами:
1) оцінка зміни кліматичних умов у приземному
шарі атмосфери;
2) оцінка зміни вологообігу в атмосфері та основ-
них кліматологічних характеристик у нижній тропос-
фері.
За даними останнього 20-річчя уточнено зако-
номірності формування радіаційного балансу про-
цесів тепло- і вологообміну під впливом підстильної
поверхні, вологообміну га атмосферних опадів на
півдні України і Молдови. Одержано значення мож-
ливих змін складових теплового балансу, мікроклі-
матичних характеристик і метеорологічного режиму
на зрошуваних територіях. Дано оцінку зміни вмісту
вологи в атмосфері та опадів на півдні України і у
прилеглих районах. Ці роботи виконували А.П.Семе-
нова і Т.В.Козленко а також О.В.Шахнович.
Л.С.Рибченко, М.П.Ткаченко.
У 80-х роках в УкрНДГМІ почали широко розви-
ватись роботи з вивчення впливу об'єктів атомної
енергетики на клімат та мікроклімат прилеглої до
них території — досліджували вплив водоймища-охо-
лоджувача Чорнобильської АЕС на мікрокліматичні
характеристики, виявляли мікрокліматичні особли-
вості району Рівненської АЕС і вплив факелів гради-
рень-охолоджувачів АЕС на мікроклімат прилеглої
території. У цей же час вивчались мікрокліматичні
особливості Маріуполя як одного з найзабруднені-
ших міст. На основі експедиційних спостережень ви-
конано його мікрокліматичне районування. Найне-
сприятливішими виявились райони, розташовані по-
близу промислових підприємств, де спостерігаються
підвищена температура повітря, незначна швидкість
вітру і зменшена прозорість атмосфери. У цих робо-
тах брали участь В.А.Дячук, Л.С.Рибченко, М.П.Тка-
ченко, до експериментальних спостережень залуча-
лись співробітники Української експедиції УкрНДГМІ.
В.М.Пишолка і І.М.Щербань склали опис клімату
курортів Криму, в якому розглянуто питання
біоклімату і впливу метеорологічних умов на самопо-
чуття людини, насамперед, несприятливих умов по-
годи (задушливих і жарких днів). В.М.Пишолка,
Н.М.Михайленко також займались вивченням рек-
реаційних ресурсів клімату України і окремих її
регіонів.
Важливим підсумком плідної роботи кліматологів
інституту є монографія "Температура воздуха на Ук-
раине" (1987), підготовлена З.С.Бондаренко, С.Ф.Ру-
дішиною. Л.М.Гущиною. Н.В.Ніколаєвою під керів-
ництвом В.М.Бабіченко. У монографії розглянуто за-
кономірності просторово-часового розподілу темпера-
тури повітря в Україні. Дано основні характеристики
температурного режиму, їх статистичні та ймовірнісні
показники. Наведено просторово-часову структуру по-
лів температури повітря для адміністративних обла-
стей. Значна увага прзздітяється особливостям розпо-
ділу температури повітря в горах а також виявленню
аномалій температури повітря. У додатку до моног-
рафії вміщено великий фактичний матеріал, який
можна використовувати у різних галузях економіки.
У 90-х роках створено "Научно-прикладной спра-
вочник СССР". Вьіп.10 (1990), у якому систематизо-
вано і узагальнено кліматологічну інформацію у роз-
різі часу (місяця, року, п’ятиріччя, багаторіччя) і про-
стору (для станцій, адміністративних і економічних
районів). Для території України дані для довідника
підготовлено у Гідрометеорологічній обсерваторії
(Д.М.Гойса, Л.М.Сакаті, О.Є.Пахалюк. В.В.Левчен-
ко, Т.В.Роєк) під керівництвом І.І.Трусова. Клімато-
логи УкрНДГМІ (В.М.Бабіченко, З.С.Бондаренко,
С.Ф.Рудішина, Л.М.Гущина) підготувати серію 2
Довідника, де представлено п'ятиріччя 1981 - 1985 рр.
і наведено його характеристику.
Кліматологи інституту приділяли велику увагу пи-
танню вивчення коливання і зміни клімату. Ще у 50
- 70-х роках М.І Гук і І.О.Бучинський виявили ко-
роткочасні та незначні його коливання.
Літописцем історії розвитку метеорології і клімато-
логії в Україні визнано І.О.Бучинського. Він зібрав і
систематизував величезний матеріал - від грецьких і
римських праць, записів російських літописців, архе-
ологічних даних, записів, щоденників мандрівників
до інструментальних спостережень. Завдяки такій
інформації він підготував декілька монографій про
клімат минулого, які дозволяють простежити його
розвиток: “Очсрки климата Русской равниньї в исто-
рическую зпоху" (1954), "О климате прошлого Рус-
ской равниньї" (1957).
На початку 80-х років під керівництвом К.ТЛог-
винова відновились дослідження з проблеми зміни
клімату під впливом природних та антропогенних
факторів. їх продовжили В.Ф Мартазінова, М. Б. Ба-
рабані, І.В.Трофімова, які дійшли висновку про
зміну режиму клімату і опадів в Україні у XX ст. на
фоні глобальної зміни клімату.
У 90-х роках в УкрНДГМІ В.М. Волощук на основі
досягнень сучасної науки розробив нові підходи і ме-
тоди вивчення зміни та коливання клімату. В їх осно-
ву покладено модельні розрахунки і кліматичні пале-
ореконструкції, які дозволяють найоб'єктивніше
підійти до вирішення цієї важливої проблеми клімато-
логії. Одержано неспростовні докази глобального по-
тепління планети, яке згладжує просторово-часовий
розподіл її температурного поля. Ефект потепління
найбіїьш чітко простежується у полярних та помірних
широтах виразніше у зимовий сезон, ніж у літній.
У 90-х роках у відділі клімату Центральної Геофізич-
ної обсерваторії (ЦГО) під керівництвом О.Є.Пахалюк
розпочато підготовку Кадастру з клімату України.
У "Кадастрі з клімату України" враховано пропо-
зиції спеціалістів різних галузей економіки а також
рекомендації Всесвітньої Метеорологічної Орга-
нізації (ВМО).
"Кадастр з клімату України" складається з 6 частин:
1.	Сонячна радіація та сонячне сяйво;
2.	Атмосферний тиск і вітер;
3.	Температура повітря та грунту;
1.ВСТУП
19
4.	Вологість повітря, атмосферні опади та сніговий
покрив;
5.	Хмарність;
6.	Атмосферні явища та ожеледно-паморозеві
утворення.
У Кадастрі наводяться багаторічні показники мете-
орологічних величин за окрему годину, добу, місяць
а також за рік. Метеорологічні величини представ-
лені основними статистичними параметрами: се-
редніми, крайніми (найбільші і найменші) їх значен-
нями з вказівкою року, коли вони спостерігалися,
мірою мінливості (середнє квадратичне відхилення,
коефіцієнт варіації), для окремих характеристик -
частотою (повторюваністю) або ймовірністю.
Результати досліджень у галузі кліматології і мікро-
кліматології вмішено також в "Трудах УкрНИГМИ".
Докладну бібліографію з цих питань до 1978 р. наве-
дено в "Трудах УкрНИГМИ" вип.165. У подальші ро-
ки різні питання кліматології висвітлювались у вип.
169, 174, 180, 188, 196. 202, 209, 216, 224, 227, 236,
241 а також в Трудах Одеського гідрометеорологічно-
го інституту. Київського. Чернівецького, Харківсько-
го університетів та ін.
Таким чином, в процесі багаторічних досліджень
протягом ХІХ-ХХ ст. було виконано значний обсяг
робіт у вивченні клімату України. В тому числі:
1.	Систематизовано кліматологічну інформацію та
вивчено загальні закономірності формування кліма-
ту України. Підготовлено декілька монографічних
видань з клімату України.
2.	Виявлено умовзз та досліджено основні процеси,
шо зумовлюють формування стихійних гідрометео-
рологічних явищ. Проведено їх фізико-статистичний
аналіз, розроблено методи кліматологічного прогно-
зу окремих явищ.
3.	Детально розглянуто складові теплового і водно-
го балансу території України, досліджено їх просторо-
во-часову структуру та компонент зв'зку між ними і
елементами фізико-географічного середовища. Ре-
зультати досліджень представлено в ряді монографій і
атласі складових теплового і водного балансу України.
4.	Визначено загальні закономірності формування
радіаційною режиму України і його роль як клімато-
угворювального фактору; уточнено методику розра-
хунку радіаційного балансу і його складових.
5.	Виявлено особливості мікроклімату окремих те-
риторій, розроблено методику розрахунків характе-
ристик мікроклімату за даними найближчих метео-
рологічних станцій. Запропоновано методику оцінки
морозонебезпечності окремих територій.
6.	На основі результатів спеціальних експеримен-
тальних досліджень та аналізу даних, отриманих на
метеорологічних станціях та постах досліджено
клімат гірських (Українські Карпати, Кримські гори)
та деяких рівнинних зон і районів України.
7.	Вивчено клімат і мікроклімат окремих міст.
8.	Розпочато цикл робіт з дослідження статистич-
ної просторово-часової структури полів окремих ме-
теорологічних величин.
Результати більшості виконаних робіт з клімато-
логії мають практичну' спрямованість.
Розвиток кліматологічних досліджень передба-
чається проводити за такими напрямами: вивчення
динаміки клімату України під впливом природних і
антропогенних факторів; оцінка соціально-еко-
логічних і соціально-економічних наслідків зміни
клімату; розроблення сценаріїв можливих змін
регіонального клімату України під впливом глобаль-
ного потепління, пов'язаного з антропогенним поси-
ленням атмосферного парникового ефекту; оцінка
періоду і амплітуди короткоперіодних коливань ме-
теорологічних величин (середньої місячної призем-
ної температури повітря, місячної кількості атмос-
ферних опадів, екстремальних погодних процесів і
явиш); дослідження просторово-часових сценаріїв
зміни полів середньої місячної приземної температу-
ри повїгря і місячної кількості опадів у першій поло-
вині XXI ст.; прогностична оцінка можливих змін
інтенсивності і повторюваності екстремальних явиш
поголи, пов'я заних з глобальним потеплінням клімату;
прогнозування екстремальних клімато-екологічних
змін в окремих регіонах країни; розроблення фізико-
статистичних моделей для оцінки метеорологічних
величин і стихійних явищ погоди.
Для розроблення сценаріїв зміни клімату України
будуть використані: результати комплексного
аналізу змін глобального клімату, отриманих за до-
помогою математичних кліматичних моделей; ре-
тельного статистичного опрацювання матеріалів
інструментальних гідрометеорологічних спостере-
жень за останні 100 років і більше на метеоро-
логічних станціях України.
Для вирішення багатьох задач економіки, охоро-
ни навколишнього середовища, меліорації клімату та
ін. важливо підготувати кліматичний атлас і атлас
стихійних метеорологічних явиш. Буде продовжено
вивчення особливостей кліматичних і мікрокліма-
тичних умов окремих регіонів, геліо- та вітроенерге-
тичних ресурсів України, уточнення кліматичних по-
казників, необхідних для забезпечення клімато-
логічної інформації для будівельного проектування,
енергетики, охорони здоров'я, транспорту та ін.
Для оптимального вирішення наукових, приклад-
них і виробничих питань необхідно скласти інфор-
маційний банк метеорологічних даних для території
України.
Реалізація перелічених завдань дозволить удоскона-
лити, зробити більш інформативним і мобільним обс-
луговування науки і практики з питань кліматології.
1.2. ВИКОРИСТАНА КЛІМАТОЛОГІЧНА
ІНФОРМАЦІЯ ТА її ОПРАЦЮВАННЯ
В основу підготовки монографії покладено інфор-
мацію "Кадастру з клімату України", до якого залуче-
но і опрацьовано величезний фактичний матеріал
метеорологічних спостережень 185 станцій метеоро-
логічної мережі за 30-річний період з І січня 1961 р.
до ЗІ грудня 1990 р. Цей період ВМО визначила за
стандартний, що відображає сучасні кліматичні умо-
ви. Екстремальні значення метеорологічних величин
20
представлено за весь період спостережень. У Ка-
дастрі оновлено кліматологічні показники і предс-
тавлено нові, які доповнюють і розширюють інфор-
мацію з режиму клімату України. Такі норми підго-
товлено вперше і рекомендовано використовувати
для об'єктивної характеристики сучасного клімату.
Кадастр є фундаментальною працею з клімату Ук-
раїни, який знайде широке застосування в оператив-
ному обслуговуванні різних галузей економіки, для
побудови кліматологічних (кліматичних) карт, то
дасть можливість порівнювати норми у часі і прос-
торі. У майбутньому дані Кадастру будуть викорис-
тані для створення "Кліматичного атласу".
Методика розрахунку метеорологічних величин.
Метеорологічні величини і атмосферні явиша предс-
тавлено основними статистичними параметрами: се-
редніми. крайніми (найбільші та найменші) значен-
нями, мірою мінливості (середнє квадратичне відхи-
лення, коефіцієнт варіації), для окремих характерис-
тик — частотою (повторюваністю), ймовірністю або
су’марною повторюваністю.
Основною характеристикою метеорологічних ве-
личин є середнє (багаторічне) значення, яке розрахо-
вується за формулою:
п
порівняння норм з основних метеорологічних вели-
чин (температура повітря та кількість опадів) за різні
періоди. Для інших метеорологічних величин і атмо-
сферних явиш не порівняння наведено у відповідних
розділах.
Порівняння кліматологічної стандартної норми
середньої місячної температури повітря за 30-річний
період з кліматологічною нормою (за весь період
спостережень до 1990 р.) показало, що у .іютому-
квітні кліматологічна стандартна норма вища, а з
липня до вересня вона нижча ніж кліматологічна
норма. На рис. 1.1 наведено річний хід температури
повітря на станціях розташованих у різних зонах.
де х — член ряду (окремі значення), п — число
членів ряду (період спостережень).
Середнє квадратичне відхилення визначається за
формулою:
,-х)г
ї п
Коефіцієнт варіації:
Важливо визначити похибку середніх значень, яка
залежить від багатьох чинників і, насамперед, від
мінливості самої метеорологічної величини та
періоду осереднення. Для розрахунку середньої
квадратичної похибки середнього арифметичного
значення використовується формула:
<тХ = -.	(1.4)
п
Вона дозволяє оцінити точність середніх значень
при заданому числі років і середньому квадратично-
му відхиленні, а також визначити період спостере-
жень (років), необхідний для одержання середніх
значень з відповідною похибкою. Всі показники роз-
раховано за єдиною методикою.
Порівняння кліматологічної стандартної норми за
ЗО-річний період (1961 - 1990 рр.) з кліматологічною
нормою (за весь період спостережень до 1990 р.).
Для оцінки використаного періоду приведено
Рис 1.1. Річний хід температури повітря (°С) за різні
періоди.
1.ВСТУП
21
Починаючи з лютого до квітня стандартні норми
температури повітря майже на всій території виші на
0,5 - 0,9*С, на заході, південному заході та в Криму
- на 0,1 - 0,4“С.
У січні, травні, червні, жовтні-грудні кліматоло-
гічна стандартна норма середньої місячної темпера-
тури на значній частині вища на 0,1 - 0,60С, а в
грудні на сході та півдні ця різниця досягає І*С. На
окремих станціях у ці місяці температура повітря
навпаки нижча: у січні на півночі - на 0,1 - 0,3“С, у
травні на південному сході і південному заході — на
0,1 - 0,3*С; у червні на заході і півночі. Передкарпатті
і Криму — на 0,1 - О.З’С; у жовтні на південному
сході, півдні, Криму і високогірних районах Ук-
раїнських Карпат — на 0,1 - 0,3“С; у листопаді на
південному заході - на 0,1 - 0,3°С, на окремих
станціях температура повітря не змінювалася: у
грудні, за винятком високогірних районів Українсь-
ких Карпат і Криму, температура була нижчою від
кліматологічної норми - на 0.3 - 0,6"С.
У липні-вересні середня місячна температура пов-
сюди нижча: у липні - на 0,2 - 0,5“С, а на окремих
станціях - на 0,6 - 0,9“С; серпні - на 0,1 - 0,5®С, на
деяких станціях вона не змінилась; у вересні темпе-
ратура за 30-річний період нижча на 0,1 - 0,3°С і на
багатьох станціях температура залишилась незмін-
ною.
За рік середня температура повітря за стандартний
період майже не змінилась порівняно з клімато-
логічною нормою. У більшості випадків вона виша
на 0,1 - О^’С і лише на крайньому сході — на 0,3 -
0,4“С, а на Південному березі Криму і в Передкар-
патті (північні схили) нижча лише на 0,10С. На Пра-
вобережжі та на деяких станціях Криму температура
повітря не змінилась.
Отже, середня місячна температура повітря за
період 1961 - 1990 рр. порівняно з температурою за
весь період спостережень у більшості випадків
змінювалась у межах 0,1 - О.З’С як у бік потепління,
так і похолодання. Лише на південному сході, у
Криму, Українських Карпатах відмінності досягають
0,6 - 0,9‘С.
Розподіл опадів має більш складний і неодно-
рідний характер, про що свідчить порівняння кліма-
тологічної стандартної норми (1961 - 1990 рр.) кіль-
кості опадів з кліматологічною нормою за весь
період спостережень до 1990 р.
/з грудня до лютого кількість опадів за період 1961
- 1990 рр. більша майже на всій території, а з берез-
ня до вересня та у листопаді ця різниця неоднознач-
на. Однорідним полем опадів особливо виділяється
жовтень. У цьому місяці повсюди кліматологічна
стандартна норма менша (рис. 1.2).
У грудні-лютому кліматологічна стандартна норма
кількості опадів майже на всій території більша (до
10 мм) від кліматологічної норми (на окремих
станціях вона залишилась незмінною або стала мен-
шою на 1 - 3 мм).
У березні-травні на значній території кількість опа-
дів за 30-річний період змінювалась у межах 5 мм
відносно кліматологічної норми за весь період
спостережень. Тітьки у березні на південному заході
та у квігні-гравні — в окремих районах кількість
опалів постійно більша за кліматологічну норму.
У червні спостерігається найстрокатіша картина.
Кліматологічна стандартна норма кількості опадів
відрізняється від кліматологічної норми на 1 - 12 мм
як в сторону її збільшення, так і зменшення.
У липні кількість опадів за кліматологічною
стандартною нормою більша на І - 13 мм, на окре-
мих станціях - менша, до 5 мм.
У серпні кількість опадів за стандартний період
майже на всій території нижча на 1 - 8 мм, у
Закарпатті - до 9 мм, а на півночі, заході (на
окремих станціях), півдні - більша в тих же межах.
У вересні на Лівобережжі, півдні і Криму кліма-
тологічна стандартна норма з кількості опадів більша
(до 6 мм) порівняно з кліматологічною нормою. На
Київ
Луганськ
□ 1961-1990
• 1891-1990
Рис. 1.2. Річний хід кількості опадів (мм) за різні
періоди.
22
півночі - на стільки ж менша, а на окремих станціях
кількість опадів залишилась без змін.
Особливо виділяється жовтень, у якому клімато-
логічна стандартна норма кількості опадів на всій те-
риторії менша на 5 - 10 мм за кліматологічну норму,
а в Українських Карпатах — на 10 мм і більше.
У листопаді кліматологічна стандартна норма кіль-
кості опадів на сході, півдні та в центральних облас-
тях на І - 6 мм більша від кліматологічної норми, а
на заході — менша у тих же межах.
За рік кліматологічна стандартна норма кількості
опадів на північному заході, Закарпатті, Передкарпаггі,
центральних областях та в Криму менша (до 20 мм)
кліматологічної норми за весь період спостережень, а
на окремих станціях — понад ЗО мм (1 - 10 %).
Отже, в окремі місяці кількість опадів за клімато-
логічною стандартною нормою (період 1961 - 1990 рр.)
порівняно з кількістю опадів за весь період спостере-
жень змінюється (на 1 - 5 мм) як у бік зменшення,
так і збільшення, тобто знаходиться у межах точності
вимірювання і розрахунку і лише в окремих випад-
ках відмінності становлять ±10 мм.
Для інших метеорологічних величин і атмосфер-
них явиш зміни кліматологічних характеристик наве-
дено у відповідних розділах.
Методика розрахунку кліматологічних характери-
стик різної повторюваності та ймовірності. Для вирі-
шення багатьох наукових і практичних завдань у
кліматологічному дослідженні велика увага приді-
ляється розрахунку ймовірнісних показників метео-
рологічних величин, а також складанню ймовірніс-
ного (кліматологічного) прогнозу.
Для розширення кліматологічної інформації ство-
рюються математичні моделі у вигляді функцій роз-
поділу, за допомогою яких можна обчислювати ста-
тистичні та ймовірнісні характеристики. Особливо
важливим є розрахунок екстремального значення
визначеної ймовірності (квантилі). На екстремумах
різної ймовірності ґрунтуються нормативи різних га-
лузей економіки, які враховують у своїй діяльності
кліматологічні характеристики.
Для безперервних величин (температура повітря,
швидкість вітру та ін.) найближчими до фактичних
будуть значення, отримані при використанні функції
розподілу Вейбулла:
/(х;а.Ь.с) = 1-ехр(-((х — а)/Ь)с),	(1.5)
де а — параметр зрушення, Ь — параметр масштабу,
с — параметр форми.
Згідно розподілу Вейбулла квантилі визначаються
за формулою:
х(/) = д(-1п(1-/))^+а.	(і.б)
Для дискретних величин (число днів з явищем)
застосовується біноміальний розподіл. Ймовірність/
того, шо буде спостерігатися х днів з явищем серед п
днів розраховується за рекурентними формулами:
Для х = 0	/(0) = (1-р)“.	(|.7)
Для х > 0 /(х) = /(х-1)--------— ,	(1.8)
х(1 - р)
де р - ймовірність спостереження явища.
Для рідкісних явищ, коли р < 0.1 (наприклад для
числа днів зі швидкістю вітру більше 15 м/с),
доцільно застосовувати складний розподіл Пуассона,
згідно з яким число днів з явищем розраховується
також за рекурентними формулами:
Для х = 0	/(0) = (-^-)“.	(1.9)
у +1
х + а -1
Для х>0 /(х) = Г(х-1) —--------—.	(1.10)
х(у + 1)
Параметри розподілу визначаються за формулами:
а = -,х—-;	у = / ~ • (І Н)
ст -х	ст -х
Одним з прийомів, шо отримав широке застосу-
вання у кліматології, є графо-аналітичний метод,
який було впроваджено у практик)' кліматологічних
досліджень А.Н.Лсбсдєвим |І4І|. Цей метод дозволяє
за допомогою відомих параметрів визначити
ймовірнісну характеристику будь-якої метеоро-
логічної величини. Розрахунок ймовірнісних харак-
теристик грунтується на статистичному зв'язку між
середньою (нормою) і можливими значеннями і про-
водиться у декілька етапів. У першу чергу вихідна
інформація ранжирується в убуваючому порядку, а
потім розраховується сумарна ймовірність відповідно
до формули Н.Н.Чегодаєва:
р= 0,3100%.
п + 0.4
(1.12)
З отриманих значень Р складаються таблиці, які є
вихідною інформацією для побудови емпіричних
інтегральних кривих, з яких знімаються метеоро-
логічні величини 5, 10...90. 95 % - ної ймовірності,
що відповідає значенням, які відмічаються один раз
у N років або щорічно. Зняті з кривих дані є осно-
вою у подальшій побудові графіків - номограм. Но-
мограми будуються у системі прямокутних коорди-
нат, де на осі абсцис відкладаються середні значен-
ня, а на осі ординат — можливі. У полі номограми
проводяться лінії регресії рівних ймовірностей.
Порівняння емпіричних даних і знятих з номограми
показало хорошу їх узгодженість, розходження не пе-
ревищують 1 - 5 %, а для 5 і 95 % ймовірності на ок-
ремих станціях вони можуть досягати 10 % значень
метеорологічних величин (явиш).
У монографії також наведено повторюваність
кліматологічних характеристик, яка представляє
собою відношення числа випадків із заданим
значенням до загального числа всіх розглянутих
випадків і виражена у відсотках.
1.ВСТУП
23
Картографування. Заключним етапом дослідження
є зображення кліматологічних характеристик поля
метеорологічної величини у вигляді кліматологічних
карт. Для їх побудови необхідно використати
інформацію за однаковий період, щоб дані були
порівняні. Не дозволить виявити вплив місцевих умов,
а не періоду спостережень.
Під час побудови карт важливо визначити їх
деталізацію, яка характеризується:
І.	Ступенем вивчення характеристики, шо картог-
рафується (щільністю метеорологічних станцій та ха-
рактером їх розташування):
2.	Особливостями явища, шо вивчається (точністю
вихідних даних, мінливістю явища в часі та просторі
і т.ін.);
3.	Наявністю додаткових відомостей (побічних та
розрахункових даних):
4	Масштабом карти і наявністю гіпсометричної
основи.
Велике значення у картографуванні має щільність
метеорологічної мережі. На території України спосте-
реження за основними метеорологічними величина-
ми проводяться на 185 метеорологічних станціях. Для
визначення ступеня щільності розміщення вказаних
метеорологічних станцій у різних частинах території
України застосовано метод точкового моделювання
за М.К.Бочаровим. Визначено, що найбільша
кількість станцій знаходиться у Криму (одна станція
на 1 тис.км')- На території областей, де розташовані
Українські Карпати, за винятком Чернівецької об-
ласті. припадає 4 7 станцій на 10 тис.км Наймен-
ша кількість станцій (близько 2 на 10 тис.км ) знахо-
диться у Рівненській. Житомирській та Луганській
областях, де одна станція приходиться відповідно на
6.7. 6,0 і 6,3 тис.км'.
За моделлю М.К.Бочарова також встановлено се-
редню відстань між метеорологічними станціями,
яка складає 65 км. Подібні розрахунки було прове-
дено для кожної області. Найменша середня відстань
(35 км) між метеорологічними станціями відмічаєть-
ся у Криму, а між станціями та постами (20 - 25 км)
у Криму. Львівській. Івано-Франківській та Закар-
патській областях. У гірських районах відстань між
станціями повинна бути значно меншою ніж на
рівнині, тому шо там вплив рельєфу на мінливість
метеорологічних величин виявляється на значно
ближчих відстанях.
Виходячи з вишевикладеного, необхідно під час по-
будови кліматологічних карт, а також планування
раціонального розміщення мережі метеорологічних
станцій, звергати увагу на недостатню їх кількість, на-
самперед у Луганській області, де на розподіл метео-
рологічних величин і їх мінливість впливає Донецька
височина. Недостатня кількість станцій також у
Рівненській. Житомирській і Чернівецькій областях.
Для визначення необхідної і достатньої кількості
станцій під час побудови кліматологічних карт у по-
трібному масштабі можна використовувати досліджен-
ня японського вченого Секісуті Такесі. Для України,
площею в 603700 км2. було розраховано необхідну
кількість станцій дія побудови кліматологічних карт
різною масштабу. Таким чином, дтя карт масштабу
1:4000000 існуючої метеорологічної мережі станцій
України цілком достатньо.
Для розрахунку необхідної кількості пунктів для по-
будови карт можна також користуватися формулою:
2 2
(113)
д-
де 1 - коефіцієнт Стьюдента - приймається не
обхідною ймовірністю: він може дорівнювати 2.58,
якшо прийняти ймовірність явища 0.99 або 1.96 при
ймовірності 0.95:
а' дисперсія характеристики метеорологічної ве-
личини (явиша). яка вивчається:
А - задана точність у багатьох випадках визна-
чається чутливістю вимірювальних приладів, точні-
стю наочної оцінки значення метеорологічних вели-
чин (явиш), а також призначенням та масштабом
карти.
Картографічною основою для побудови карт прий-
нята карта масштабу 1:4000000. На картах такого
масштабу можна відобразити зміни основних кліма-
тологічних характеристик залежно віл кліматоутво-
рювальних факторів.
Велика увага піл час побудови карт приділяється
також вибору інтервалу між ізолініями. Не досить
складне питання і вирішення його залежить від ба-
гатьох чинників: амплітуди коливання метеоро-
логічної величини. її мінливості, масштабу карти, її
призначення та ін.
Згідно зі статистичними вимогами інтервал між
ізолініями повинен бути рівним подвоєному зна-
ченню середнього квадратичного відхилення і не
меншим від середньої похибки інтерполяції |7| У
подальшому зменшення інтервалу між ізолініями
статистично не обгрунтовано і може привести до
спотворення дійсності.
Для зображення кліматологічних показників за до
помогою ізоліній потрібну точність можна отримати
з припущення, шо гранична похибка дорівнює З/д
значення інтервалу, проте гранична похибка є не шо
інше, як потрійне середнє квадратичне відхилення
характеристики.
Визначити інтервал між ізолініями можна також за
формулою:
де п — число спостережень. гта, і /тіп - значення
величини, яка картографується.
Кількість інтервалів, якшо число спостережень
близько 100. можна визначити також за виразом:
К= 7 — ,	(1.15)
п'
де п‘— кількість інтервалів (не більше 10).
Основною вимогою у побудові карт є необхідність
дотримання постійного (однакового) інтервалу між
ізолініями, шо дає змогу виявити закономірності
розподілу метеорологічної величини на території.
Для Українських Карпат і Кримських гір інтервал
24
між ізолініями приймається змінним для кожної ви-
сотної зони. Для уточнення розподілу характеристик
метеорологічних величин, особливо при їх екстре-
мальних значеннях, на деяких картах проводились
проміжні ізолінії.
Ізолінії окремих кліматологічних характеристик
було обгрунтовано статистичною надійністю серед-
нього значення за критерієм Стьюлента:
+	(1.16)
ум	уіп
де 5(Р) — розподіл Стьюлента для довірчої ймо-
вірності Р ;
і - середнє значення характеристики, що карто-
графується за період п років;
<У - середнє квадратичне відхилення характеристики.
На більшості карт, наведених у монографії, побу-
дова ізоліній здійснювалась програмним методом на
персональному комп’ютері. Задача проведення ліній
однакового рівня (ізолінії) за даними, представлени-
ми на нерегулярній сітці на рівні алгоритму розв’язу-
валась за два етапи:
1. Інтерполяція даних у вузлах регулярної прямо-
кутної сітки
2. Сама побудова ліній рівня на регулярній сітпі.
На першому етапі для інтерполяції було застосова
но відомий метод зважених середніх з експоненціаль-
ною вагомою функцією. Нехай гДХрУ,)/ = І...Л — су-
купність значень параметра, що картографується,
на мережі з п станцій з координатами
Оцінка значення параметра у точці з координата-
ми Хо.уо буде мати такий вигляд:
п
=	<1.17)
де значення ваги р, можуть бути знайдені з систе-
ми лінійних рівнянь:
Ер.Р» = рог7 = 12....М,	(1.18)
і=І
де:
)
кластерного аналізу |2І9]. Цей метод передбачає
формування матриці вихідних даних і її перетворен-
ня у матрицю мір близькості ("відстаней"), яка інтер-
претується як матриця подібності. Матриця вихідних
даних, що задає відношення "об’єкт - ознака", предс-
тавляє собою двомірну таблицю розмірності ихр, де п
— число об’єктів (метеорологічних станцій), р чис-
ло ознак (роки, у які проводились спостереження).
Матриця відстаней задає відношення "об’єкт -
об’єкт" і представляє собою двомірну симетричну
матрицю розмірності.
Існує декілька способів визначення міри
подібності. Іноді дня оцінки "відстані" використову-
ють коефіцієнт кореляції, коли під час об'єднання
кластерів "близькими" вважають кластери з найбіль-
шим коефіцієнтом кореляції. Тут як ознаки фігуру-
ють цілком однорідні як статистичні, так і фізичні
величини. Тому мірою подібності доцільніше вико
ристовувати евклілову відстань між об’єктами. По-
дальші ієрархічні агломеративні процедури поляга-
ють у послідовному об'єднанні груп елементів спо-
чатку найближчих, а потім все більш віддалених
один віл одного Кожне спостереження розглядаєть-
ся як окремий кластер. На наступному етапі два
найближчих кластера об'єднуються і будується нова
матриця подібності, розмірність якої знижується на
одиницю.
Розроблено декілька методів для об'єднання
об'єктів залежно від відстаней між ними. У даному
випадку використовувався метод Уорла |2І9]. Цей
метод об’єднує ті об’єкти або кластери, для яких
внутрішньогрупова дисперсія отримує мінімальне
прирощення. У цьому випадку спостерігається
тенденція до утворення кластерів приблизно рівних
розмірів.
Розрахунки такого алгоритму завершуються, коли
всі спостереження будуть об'єднані в один клас.
Результати ієрархічної класифікації трутно предс-
тавляти у вигляді дендрограми, де на осі ординат на-
ведено відстані між об'єднаними на даному етапі клас-
терами. Аналіз графіка дозволяє вибрати раціональне
число кластерів, на які розділяються всі об'єкта.
Для уточнення виділених за атмосферними явища-
ми районів проведено оцінку статистичної од-
норідності даних спостережень на метеорологічних
станціях, що входять до одного району. З цією метою
використано найточніший і статистично обгрунтова-
ний критерій Колмогорова - Смирнова:
л-| II
п —
л(л-1) *
На другому етапі для проведення ліній однакового
рівня за даними на регулярній прямокутній мережі
було використано атгоритм, оснований на лінійній
інтерполяції на ребрах чашечки мережі |7|.
Районування. Дія виявлення однотипних (одно-
рідних) районів за температурою повітря та кількістю
опадів використано метол автоматичної класифі-
кації. відомий як ієрархічний агломеративний метод
Па.в = тах	(X) -	(X) /.
Висновок про те. що емпіричні дані не суперечать
припущенню статистичної однорідності рядів спос-
тережень на станціях А і В приймався у тому випад-
ку. коли Хлв не перевищував значення 1,36. шо
відповідає 5 %-ному рівню значущості.
Опрацювання кліматологічної інформації грунту-
валось на фізико-статистичному аналізі з широким
застосуванням комп'ютерної техніки.
1.ВСТУП
25
Загальні відомості про використаний матеріал і
методику дослідження, шо викладені вище, у деяких
розділах доповнено додатковою інформацією з оп-
рацювання кліматологічних показників.
Кліматологічна інформація у монографії наведена
як для окремих метеорологічних станцій, так і для
природних зон: Мішаних лісів (провінція Полісся),
Лісостепу, Степу та окремих регіонів: Українських
Карпат, Кримських гір. Південного берега Криму,
узбережжя морів.
26
2.	КЛІМАТ
І КЛІМАТОУТВОРЮВАЛЬНІ
ФАКТОРИ
2.1.	КЛІМАТИЧНА СИСТЕМА І ФАКТОРИ, ЩО
ЗУМОВЛЮЮТЬ ФОРМУВАННЯ КЛІМАТУ
Клімат - характерний для даної території багато-
річний режим погоди, зумовлений сонячною радіацією,
її перетвореннями у діяльному шарі земної поверхні та
пов'язаною з нею циркуляцією атмосфери і океанів.
Цс визначення грунтується на генетичних принципах
і стосується певного регіону (регіональний клімат).
Кііматоутворювальні фактори — сонячна радіація,
циркуляція атмосфери і океану мають глобальний
масштаб. Подальший розвиток теорії формування
клімату призвів до узгодження цих масштабів через
поняття глобального клімату як статистичного анса-
мблю стану кліматичної системи за період часу у
декілька десятиріч. За такого підходу регіональний
клімат є однією з просторових реалізацій глобального.
У кліматичну систему об'єднують атмосферу, гідрос-
феру, літосферу, кріосферу та біосферу.
Складові кліматичної системи відрізняються за
фізичними властивостями. Так, об'єм атмосфери, що
утримує 99,8 % її маси, обмежується висотою 60 км і
дорівнює 3,82х10'2 км’. Маса повітря у ньому стано-
вить 5,2x10'" кг. Гідросфера, 97,2 % якої відноситься до
Світового океану, має об'єм 1,37x10’ км3 і масу
І.ДЗхІО31 кг. Отже, маса гідросфери у 275 разів більша
ніж маса атмосфери, а об'єм менший майже у 279
разів. Питома теплоємність води приблизно у 4 рази
більша ніж повітря, а теплопровідність перевищує теп-
лопровідність повітря приблизно у 20 разів, що зумов-
лює здатність Світового океану акумулювати сонячну
енергію, значна частина якої надходить до атмосфери
у формі прихованого і явного тепла. Водночас, атмос-
фера є рухливішим середовищем, ніж гідросфера. Се-
редня швидкість вітру біля земної поверхні становить
декілька метрів за секунду, у той час як середня
швидкість океанічних течій дорівнює 3,5 см/с.
Кріосфера як ланка кліматичної системи, скла-
дається із льодовиків, морської криги та снігового
покриву, які займають у середньому 10 % земної по-
верхні. У сучасну епоху об'єм льоду кріосфери Землі
становить близько 24х 10" км'. Загальна плоша льодо-
виків з урахуванням антарктичної криги (90 % плоші
льодовиків Землі) дорівнює 16x10" км2, у той час, ко-
ли морська крига досягає плоші 26x10" км2. Великі
простори вкриті сніговим покривом, який у
Північній півкулі поширюється зимою на значну
частину Північної Америки і Євразії.
Порівняно з іншими складовими, літосфера є кон-
ссрвативнішим компонентом кліматичної системи.
Основні фізичні властивості її поверхневого (діяль-
ного) шару змінюються повільно, за винятком тих,
які залежать від зволоження грунту, сільськогоспо-
дарської діяльності тощо.
Властивості біосфери як складової кліматичної сис-
теми значною мірою залежать від рослинного світу.
Плоша зайнята рослинністю, її різновиди, періоди
вегетації рослин визначають умови поглинання
радіації Сонця, тепло- і вологообміну з атмосферою,
умови стоку — одного з компонентів вологообміну
між океаном і континентами.
Складові кліматичної системи перебувають у
взаємозв'язку і складній взаємодії, яка характери-
зується прямими і зворотними зв'язками. Океанічні
течії здійснюють міжширотний обмін тепла в океані:
зокрема із тропічних у високі широти переносяться
маси теплої води, з поверхні якої, особливо у холод-
ну пору року, тепло переходить до атмосфери. Тим
самим океан відіграє значну роль у формуванні поля
температури в атмосфері і, як наслідок, особливос-
тей її циркуляційних процесів. Атмосфера, у свою
чергу, впливає на температуру поверхні океану.
Стан біосфери зумовлюється ресурсами тепла і во-
логи, які формуються внаслідок перетворення соняч-
ної радіації у процесі взаємодії між складовими сис-
теми. З іншого боку, біосфера істотно впливає на
стан кліматичної системи: рослинний світ значною
мірою визначає відбивальну здатність планети, бере
участь у процесах вологообміну, є основним джере-
лом кисню, регулює разом з океаном вміст вуглекис-
лоти в атмосфері, формуючи її температурний режим.
Особлива роль належить антропогенній діяльності у
результаті якої змінюються властивості окремих скла-
дових і, як наслідок, кліматичної системи у цілому.
Складність і неоднозначність зв'язків у кліматичній
системі, постійна еволюція її компонентів з різною
2. КЛІМАТ І КЛІМАТОУТВОРЮВАЛЬНІ ФАКТОРИ
27
інсрційністю є причиною багатьох кліматичних змін
на планеті. Оскільки за одних і тих же зовнішніх умов
на Землі може існувати кілька типів клімату, стан
кліматичної системи визначається не тільки зовнішнім
впливом, але й взаємодією між її складовими.
Фізичні механізми, що впливають на кліматичну
систему, а також основні взаємодії між її складовими
називають кліматоутворювальними фактора*11*
поділяють на: зовнішні, які зумовлюють енергетичний
вплив на кліматичну систему, та внутрішні, що харак-
теризують властивості самої кліматичної системи.
До зовнішніх кліматоутворювальних факторів нале-
жать астрономічні та геофізичні. До астрономічних
відносять: світність Сонця, положення орбіти Землі
у Сонячній системі і характеристики орбітального
руху Землі, нахил її осі до площини орбіти і
швидкість обертання навколо осі. Від цих факторів
залежить, по-перше, розподіл сонячної енергії, яка
надходить на верхню межу атмосфери, по-друге,
гравітаційні дії Сонця й інших планет Сонячної сис-
теми. Останні, змінюючись за часом, спричинюють
припливи й відпливи, коливання характеристик
орбітального руху й власного обертання Землі, що
призводить до коливання енергії, яка надходить від
Сонця до верхньої межі атмосфери. Певну роль
відіграє й зовнішнє магнітне поле. Геофізичні фактори
— це розмір, маса Землі, власне гравітаційне й
магнітне поля, внутрішнє тепло за рахунок гео-
термічних джерел і вулканізму.
До внутрішніх кліматоутворювальних факторів
належать: фізико-хімічна структура атмосфери
(постійні її компоненти та змінні термодинамічно
активні домішки): маса атмосфери, маса й склад
океану; особливості розподілу суходолу й океану,
структура їхнього діяльного шару, рельєф поверхні
суходолу.
Питання про те, чи мають зовнішні астрономічні й
геофізичні кліматоутворювальні фактори деякі постій-
ні властивості фізичних систем, ЧИ ВОНИ ЗМІНЮЮТЬСЯ
з часом, залежить від часового інтервалу, протягом
якого вивчається кліматична система. Стосовно су-
часного клімату, можна вважати, шо взаємодія між
складовими кліматичної системи відбувається за умов
майже незмінної дії зовнішніх кліматоутворювальних
факторів, але це неможливо стверджувати, якшо розг-
лядати динаміку клімату протягом, наприклад, найб-
лижчих 500 тис. років. Вчені встановили, що парамет-
ри орбіти Землі істотно змінюються із значними
проміжками часу. Наприклад, ексцентриситет земної
еліптичної орбіти коливається у межах від 0,0007 до
0,0658 за сучасного значення 0,0167. Періоди його ко-
ливань становлять близько 0,1; 0,425 і 1.2 млн. років.
Зміни ексцентриситету призведуть до зміни різниці
між потоками сонячної радіації у перигелії та афелії
орбіти Землі від 7 до 26 % сонячної сталої та кута між
площинами екватора і екліптики. Велику роль відіграє
й прецесія земної осі. Зміна параметрів земної орбіти
впливає на зміну клімату планети протягом гео-
логічних епох.
Пояснюючи причини кліматичних змін у минуло-
му, необхідно враховувати зміни з часом не тільки
астрономічних, а й геофізичних та палеогеографіч-
них факторів, зокрема розподії континентів і океа-
ну, зміни у складі атмосфери й гідросфери, етапи
розвитку біосфери тощо. Закономірності і тенденції
розвитку палеоклімату протягом історії Землі у гло-
бальному аспекті та регіональному стосовно України
викладено у значній кітькості прань.
2.2.	СОНЯЧНА РАДІАЦІЯ ТА ЕНЕРГЕТИЧНА
ВЗАЄМОДІЯ МІЖ СКЛАДОВИМИ
КЛІМАТИЧНОЇ СИСТЕМИ
2.2.1.	Надходження сонячної радіації на
верхню межу атмосфери.Трансформація
сонячної радіації в атмосфері
Джерелом енергії для кліматичної системи є Сон-
це. Кількість променистої енергії Сонця, що надхо-
дить до верхньої межі атмосфери, характеризує со-
нячна стала - кількість променистої енергії, шо над-
ходить за секунду до одиничної площини на верхній
межі атмосфери, розташованої перпендикулярно до
сонячних променів на середній відстані між Землею
і Сонцем. Сонячна стала становить 1,37 кВт/м:. Цьо-
му значенню відповідає повна потужність вип-
ромінювання Сонця 3,9x10“ кВт (світність).
На більшу частину території Землі сонячна радіація
надходить не перпендикулярно до одиничної ПЛОЩИ-
НИ, а під деяким кутом, який характеризується куто-
вою висотою Сонця. Цей кут залежить від схилення
Сонця, що визначає пори року, географічної широти
і від часового кута, який відповідає часу доби.
Кількість сонячної енергії, що надходить до одиничної
площини у деякій точці верхньої межі атмосфери за
одиницю часу, називають інсоляцією. Найчастіше розг-
лядається добова інсоляція, тобто сонячна енергія, що
надходить у проміжок часу від сходу до заходу Сонця.
Добова інсоляція залежить віт схилення Сонця і
широти. У періоди осіннього та весняного рівнодення
добова інсоляція найбільшого значення досягає на ек-
ваторі і дорівнює 37,70 МДж/м? (рис. 2.1). Зі збільшен-
ням широта вона зменшується — до нуля на полюсі. У
Північній півкулі у полярних широтах взимку Сонне
не з'являється над горизонтом і інсоляція дорівнює ну-
лю (у період зимового сонцестояння вона дорівнює
нулю вже починаючи з 66.6" пн.ш.).
Влітку ознаки зональності добової інсоляції істот-
но зменшуються порівняно з зимовими місяцями. У
період літнього сонцестояння добова інсоляція до-
сягає максимуму (46 МДж/м) на полюсі, на еква-
торі у цей час вона становить 33 МДж/м2. Річні зна-
чення інсоляції максимальні на екваторі і мінімальні
у полярних широтах.
Сонячна радіація, яка надходить до верхньої межі
атмосфери, на шляху до земної поверхні проходить
крізь всю товщу атмосфери і значно послаблюється
внаслідок поглинання її термодинамічно активними
домішками атмосфери та розсіювання.
Короткохвильове електромагнітне випромінювання
Сонця охоплює спектральний діапазон від 0,1 до 4,0
мкм, але під час надходження до поверхні Землі різко
28
обривається на довжині хвилі 0,29 мкм.
Жорстке ультрафіолетове випроміню-
вання поглинається озоном. Крім озону,
сонячну радіацію значною мірою погли-
нають також водяна пара й вуглекислий
газ. Вони зосереджені у смутах погли-
нання, розташованих у ближній інфра-
червоній ділянці сонячного спектра і
поглинають кількість сонячної радіації,
що відповідає приблизно 3,8 % від со-
нячної сталої. Частину сонячної радіації
у зазначеній ділянці спектру поглинає
також атмосферний аерозоль.
Розсіювання короткохвильового вип-
ромінювання в атмосфері відбувається
на молекулах і комплексах молекул
повітря, на частинах аерозолю і хмарних
частках.
Хмарність послаблює сонячну
радіацію. За умов безхмарної атмосфери
потік сонячної радіації послаблюється у
середньому на 20 %, за хмарності — ше
на 20 - ЗО %. Отже, земної поверхні у се-
редньому досягає 50 - 60 % сонячної
радіації, що надходить на верхню межу
Рис. 2.1. Добова інсоляція (МДж/м}) на верхній межі атмосфери
за умови Іо = 1,37 кВт/мг як функція широти та пори року.
атмосфери. Цю частину сонячної радіації, що скла-
дається з прямої та розсіяної радіації, називають су-
марною. Сумарна радіація поглинається поверхнею
суходолу й океану і є джерелом складних процесів
теплообміну між різними складовими кліматичної
системи. У розподілі річної сумарної радіації добре
проявляється зональність з максимумом у субт-
ропіках, де незначна хмарність, і мінімумом у поляр-
них районах (рис. 2.2).
2.2.2.	Радіаційний та тепловий баланс
підстильної поверхні
Сукупність складових кліматичної системи, взає-
модіючи з атмосферою у процесах теплообміну, ут-
ворюють граничну (підстильну) поверхню. Атмосфе-
ра відіграє роль фільтра, що визначає частину інсо-
ляції, яка надходить до підстильної поверхні. Водно-
час суходіл, океан, кріосфера і біосфера, поглинаю-
чи визначену частину короткохвильової радіації
Сонця, самі випромінюють радіацію у діапазоні дов-
гих хвиль. Атмосфера також випромінює довгохвиль-
ову радіацію у напрямі підстильної поверхні. Зазна-
чені вище потоки променистої енергії на підстильній
поверхні характеризують радіаційний баланс, тобто
суму всіх променистих потоків, що поглинаються і
випромінюються нею.
Не вся сумарна радіація Сонця, що надходить до
підстильної поверхні, поглинається, частина її відби-
вається. Відносна відбивальна здатність підстильної
поверхні характеризується альбедо (а), значення яко-
го залежать від типу поверхні: свіжий сніг має альбе-
до у межах 0,70 - 0,95; морська крига — 0,30 - 0,40;
поля, луки, ліси — 0,10 - 0,30; темні грунти — 0,05
0.15; сухі світлі піщані грунти - 0,35 - 0,40. Характер
підстильної поверхні значно змінюється протягом
року, особливо у середніх широтах континентів.
Отже, кількість сонячної радіації 8', що її поглинає
підстильна поверхня дорівнює 8'= 8(1  а), де 8 —
сумарна радіація, яка надходить до неї.
Підстильна поверхня, поглинаючи короткохвильову
радіацію Сонця, нагрівається і випромінює енергію в
інфрачервоному інтервалі спектра (теплова інфрачер-
вона радіація) довжиною хвиль понад 4 мкм. Потік її
від земної поверхні значно менший, ніж потік соняч-
ної радіації, що надходить на верхню межу атмосфе-
ри, але близький за значенням до потоку сонячної
радіації, який надходить до земної поверхні.
Атмосфера, як і земна поверхня, випромінює раді-
ацію в інфрачервоному діапазоні, але її випроміню-
вання має більш складний характер і визначається,
згідно з законом Кірхгофа, енергією випромінювання
термодинамічно активних домішок атмосфери — О?,
СО2 і Н2О. Випромінювання цих газів має складний
селективний характер. Водяна пара інтенсивно погли-
нається у діапазонах 5,5 < Х< 7,1 мкм і А >17,0 мкм. В
інтервалі 8,5 < А < 12,0 мкм атмосфера практично
прозора для теплової інфрачервоної радіації, тому ця
ділянка спектра називається вікном прозорості. Вуг-
лекислий газ має досить інтенсивну смугу прозорості
з центром 15,0 мкм, а озон — з центром 9,6 мкм.
Частина довгохвильового випромінювання атмос-
фери. яка надходить до земної поверхні (противип-
ромінювання атмосфери, або зустрічне випроміню-
вання) поглинається земною поверхнею (8Ва. множ-
ник 8 враховує відміну підстильної поверхні від аб-
солютно чорного тіла). Отже, втрата тепла земною
поверхнею В* (ефективне випромінювання) визна-
чається різницею потоків тепла, що випромінюється
(Во) і поглинається (8Ва> нею:
В* = Во - (8Ва).	(2.1)
Зазвичай, В*> 0, тобто земна поверхня втрачає
тепло.
2. КЛІМАТ І КЛІМАТОУТВОРЮВАЛЬНІ ФАКТОРИ
29
Різниця між енергією, яку земна поверхня отри-
мує, і енергією, шо вона втрачає, є радіаційним ба-
лансом земної поверхні (К>. Отже:
К = 8(1-а) - В*.	(2.2)
Сума радіаційного балансу за рік змінюється від 200
МДж/м1 в Антарктиді до 3700 - 4000 МДж/м1 у
тропічному поясі (рис. 2.3). У середніх і високих ши-
ротах обох півкуль спостерігається зональний розподіл
радіаційного балансу, який порушується у регіонах, де
істотно збільшується хмарність, що відчутно впливає
на обидві частини радіаційного балансу.
Радіаційний баланс підстильної поверхні характе-
ризує променисту енергію, яку ця поверхня отримує
або втрачає, шо призводить відповідно до її нагріван-
ня або охолодження. Згідно із законом збереження
енергії це спричинює фізичні процеси, під дією яких
виникає теплообмін між атмосферою й іншими
складовими кліматичної системи, а також між
підстильною поверхнею і глибшими шарами суходо-
лу та океану.
Основні механізми теплообміну визначаються
рівнянням теплового балансу:
К - ЬЕ + Рт + Рм ,	(2.3)
де Е - швидкість випаровування, ЬЕ - теплота ви-
паровування (прихована теплота. Ь - питома тепло-
та пароутворення), Рт - турбулентний потік тепла
(явна теплота), Рм — теплообмін з глибшими шара-
ми грунту або води.
У теплообміні беруть участь також витрати тепла
на танення снігу або льоду, тепло, шо переноситься
опадами, пов'язане з дисипацією кінетичної енергії,
з тертям між підстильною поверхнею та потоком
повітря, а також біологічний теплообмін, зумовле-
ний перетвореннями радіаційної енергії на хімічну у
процесі фотосинтезу й виділення тепла під час
окислення біомаси тошо.
Найбільшу роль у теплообміні між складовими
кліматичної системи відіграють прихована й явна
теплота. Швидкість випаровування, яка визначає
першу з них, залежить від швидкості вітру,
шорсткості та зволоження поверхні випаровування,
особливостей вертикального розподілу водяної пари у
приземному шарі повітря. У зв'язку з цим умови ви-
паровування розрізняються у різні пори року над су-
ходолом і океаном (рис. 2.4). Протягом року океани
втрачають внаслідок випаровування значно більше
теплоти, ніж континенти. Максимум річних витрат
прихованої теплоти спостерігається у зоні пасатів.
Розподіл зон максимумів над океанами залежить від
положення теплих і холодних океанічних течій, тому
що з теплої поверхні води швидкість випаровування
за інших рівних умов більша ніж з холодної.
Найменша кількість прихованої теплоти спос-
терігається над тропічними пустелями.
У середньому за рік поверхня всіх континентів, за
винятком Антарктиди, й більша частина Світовою оке-
ану віддають теплотуг за рахунок турбулентного теп-
лообміну в атмосферу. Над континентами цей ефект
найбільший у тропічній зоні, а над океанами — у се-
редніх і високих широтах, особливо у зоні розташування
ЗО
2. КЛІМАТ І КЛІМАТОУТВОРЮВАЛЬНІ ФАКТОРИ
31
теплих течій, де турбулентний потік тепла від по-
верхні океану в атмосферу є найбільшим у холодну
пору року (рис. 2.5). Отже, океан, поглинаючи у тро-
пічній зоні велику кількість сонячної енергії, перено-
сить тепло до високих широт через теплі течії і пере-
дає в атмосферу, насичуючи її водяною парою.
Механізми передачі тепла в глибші шари суходолу
та океану значно відрізняються. На суходолі не мо-
лекулярний теплообмін, в океані ж велику роль
відіграє турбулентний і конвективний теплообмін та
горизонтальне (адвективне) перенесення тепла. В
океанах, особливо у середніх і високих широтах, теп-
лообмін має велике значення, тоді, як на континен-
тах у середньому за рік він незначний (рис. 2.6). З
аналізу розподілу потоків променистої енергії, при-
хованої і явної теплоти у системі Земля - атмосфера
випливає, шо із загальної кількості сонячної енергії,
яка надходить на верхню межу атмосфери, 20 % пог-
линається в атмосфері термодинамічно активними
домішками і тільки 47 % - діяльним шаром суходо-
лу й океану, 5 % поглинається хмарами і 28 % відби-
вається у світовий простір (рис. 2.7). Отже, альбедо
системи Земля — атмосфера становить 28 % |97].
Більша частина довгохвильового випромінювання
підстильної поверхні поглинається атмосферою (109
одиниць із 114), на зустрічне випромінювання ат-
мосфери припадає 96, на енергію, то випромінюєть-
ся у космічний простір - 72 одиниці (вона визна-
чається випромінюванням верхньої межі хмарності
та верхніх шарів атмосфери). Радіаційний баланс
підстильної поверхні позитивний і дорівнює 29 оди-
ниць, для атмосфери він від’ємний і має таке ж аб-
солютне значення. У цілому ж, радіаційний баланс
системи Земля - атмосфера дорівнює нулю. Перене-
сення тепла від підстильної поверхні до атмосфери
здійснюється за рахунок прихованої теплоти. Вона
дорівнює 24 одиницям, шо приблизно у 5 разів пере-
вищує турбулентний теплообмін (5 одиниць).
Джерела й стоки тепла забезпечуються в основно-
му механізмами верти кального перерозподілу енергії
у кліматичній системі. За цих умов радіаційний ба-
ланс компенсується не тільки у результаті фазових
перетворень води і турбулентного теплообміну. Знач-
ну роль відіграє й горизонтальне перенесення тепла
в океані та атмосфері внаслідок міжширотного
обміну мас води й повітря з різними температурни-
ми характеристиками.
2.3.	ЦИРКУЛЯЦІЙНІ ФАКТОРИ КЛІМАТУ
2.3.1.	Загальна циркуляція атмосфери
Загальна циркуляція атмосфери (ЗЦА) — це су-
купність основних повітряних течій, які здійснюють
горизонтальний і вертикальний обмін мас повітря.
З одного боку, загальна циркуляція атмосфери
пов'язана із зовнішніми астрономічними й геофізич-
ними кліматоугворювальними факторами, такими як
потік сонячної енергії, шо нерівномірно роз-
поділяється на поверхні Землі завдяки особливостям
32
її орбітального руху навколо Сонця, структурі Землі	генерується й під дією внутрішніх геофізичних фак-
як планети, швидкості обертання її навколо своєї	торів, шо визначають характер енергетичної взає-
осі. З іншого боку, загальна циркуляція атмосфери модії між складовими кліматичної системи. До них
відносять склад та
структуру атмос-
фери, особливості
підстильної повер-
хні, у тому -числі
розподіл матери-
ків, океанів, рель-
єф поверхні сухо-
долу. Отже, за-
гальна циркуляція
атмосфери є одні-
єю з характерис-
тик стану кліма-
тичної системи.
Основні повітряні
течії являють со-
бою механізм об-
міну масами хо-
лодного і теплого
повітря і, отже,
міжширотного пе-
ренесення тепла та
вологи, що формує
клімат окремих ре-
гіонів і планети у
цілому. Повітряні
течії впливають на
2. КЛІМАТ І КЛІМАТОУТВОРЮВАЛЬНІ ФАКТОРИ
33
формування особливостей циркуляції води в океані.
Особливо велике значення циркуляції атмосфери у
процесах утворення хмарності, опадів та змін погоди.
З цієї точки зору загальна циркуляція атмосфери є
внутрішнім геофізичним кліматоутворювальним
фактором.
Загальна циркуляція атмосфери складається з ряду
крупномасштабних рухів. Серед них найбільший
масштаб має західно-східне перенесення мас
повітря, що охоплює влітку тропосферу і частину
стратосфери позатропічних широт та взимку — всю
стратосферу. Західно-східне перенесення зумовлено
відхильною дією обертання Землі навколо своєї осі
на горизонтальну складову сили баричного градієн-
та, яка завдяки температурному контрасту між еква-
тором і полюсом, спрямована від тропіків до по-
люсів. Західне перенесення спостерігається, зазви-
чай, над більшою частиною позатропічних широт
Північної та Південної півкуль.
Температурні контрасти між полюсами і екватором
а також між теплішими океанами й охолодженими
континентами взимку та їхнім протилежним станом
влітку зумовлюють великомасштабну мусонну цир-
куляцію. У тропічному поясі спостерігається пасатна
циркуляція, що формується під дією субтропічних
антициклонів.
Важливою складовою частиною загальної циркуляції
атмосфери е циркуляція повітря у системі позат-
ропічних цик.іонів і антициклонів, які безперервно вини-
кають і руйнуються, істотно впливаючи на характер
міжширотного обміну мас повітря, тобто перенесення
тепла з низьких широт до високих, а холоду — з висо-
ких до низьких.
Атмосферні рухи мають вихоровий характер і
відзначаються нестапіонарністю, яка призводить до
того, що циркуляція атмосфери, її структурні еле-
менти безперервно змінюються. Внаслідок верти-
кальної неоднорідності атмосфери, характеристики
якої змінюються з широтою, відбувається зміна
напряму й швидкості повітряних течій при переході
від одного шару атмосфери до іншого, шо разом із
зміною у вертикальному і горизонтальному нап-
рямах густини повітря утворює нерівномірний роз-
поділ кінетичної енергії. Енергетичний вклад
різних шарів атмосфери змінюється також від сезо-
ну до сезону.
Закономірності сезонних змін циркуляції атмосфери
пов'язані з нерівномірним надходженням сонячної
радіації до різних півкуль протягом одного сезону і у
різні сезони - до однієї півкулі. Особливо це прояв-
ляється у Північній півкулі, де великі простори займа-
ють континенти. Відносне охолодження материків
взимку та наїрівання їх влітку спричинюють сезонні
особливості поля тиску і, отже, поля рухів.
Поряд з вихоровими рухами в атмосфері спостеріга-
ються також хвильові переміщення повітря. До них від-
носять хвилі у зональному потоці з довжиною 5000 км
(хвилі Россбі), хвилі меншого масштабу, що відповіда-
ють окремим циклонам і антициклонам, а також
гравітаційні хвилі. Хвильові рухи властиві й різним по-
верхням поділу, які утворюються в атмосфері.
2.3.2.	Зональна циркуляція атмосфери
Зональна циркуляція є найкрупномасштабнішою
складовою загальної циркуляції атмосфери. Вона фор-
мується внаслідок горизонтальної неоднорідності
температури атмосфери та відхильної дії обертання
Землі. Горизонтальна температурна неоднорідність
атмосфери зумовлена особливостями енергетичної
взаємодії між діяльною поверхнею і атмосферою. У
низьких широтах кількість сонячної енергії, шо над-
ходить до одиниці площі земної поверхні протягом
року, більша ніж у високих. Від нагрітої діяльної по-
верхні континентів і океанів через турбулентну теп-
лопровідність. випаровування води й конденсацію
пари в атмосфері, радіаційні потоки, що поглина-
ються термодинамічно активними домішками атмос-
фери, теплота переноситься в атмосферу. Отже, тем-
пературний контраст між низькими та високими ши-
ротами виникає не тільки біля поверхні Землі, а й у
всій товші атмосфери.
Поле атмосферного тиску значною мірою залежить
від поля температури, тому горизонтальний градієнт
тиску у середньому також має напрям від низьких
широт до високих. Температурні контрасти визнача-
ють не тільки інтенсивність зонального руху повітря,
але й стимулюють утворення циклонічних і антицик-
лонічнзєх вихорів, які є одним з основних механізмів
міжширотного обміну мас повітря. Чим більші тем-
пературні контрасти в атмосфері, тим інтенсивнішим
стає вихоровий рух, який сприяє деякому вирівню-
ванню температурного контрасту шляхом перенесен-
ня надлишку тепла до високих широт, а надлишку
холоду - до низьких.
Дані про розподіл у тропосфері (верхня межа цьо-
го шару атмосфери у середньому розташована на ви-
соті 11 км) і нижній стратосфері осереднених за дов-
готою зональних компонентів швидкості вітру над
Північною півкулею свідчать, що в усі сезони західне
перенесення переважає у більшій частині тропосфе-
ри, особливо взимку, а інтенсивність його значною
мірою залежить від пори року (рис. 2.8). Найбільша
інтенсивність (понад ЗО м/с) західного перенесення
спостерігається поблизу ЗО* пн.ш. на висоті ізобарич-
ної поверхні 200 гПа (висота близько 12 км). Влітку
його максимум переміщується до широти 4СГ пн.ш. У
екваторіальному і тропічному поясах напрям перене-
сення мас повітря змінюється на протилежний. Вер-
тикальна протяжність га інтенсивність східного пото-
ку значною мірою залежать від пори року і широти.
Сезонність теплового режим>г проявляється ше
більш виразно у стратосфері, де він зумовлюється, на
відміну від тропосфери, в основному не особливос-
тями енергетичної взаємодії з діяльною поверхнею
суходолу й океану, а променистими потоками, що
випромінюються і поглинаються термодинамічно ак-
тивними домішками атмосфери. Влітку поглинання
озоном ультрафіолетової радіації Сонця спричинює
нагрівання повітря. З підвищенням температури
концентрація озону знижується, що призводить до
зменшення поглинання сонячної радіації. Отже,
відбувається вирівнювання температури на верхній
межі стратосфери (у середньому' на висоті 50 км).
34
Найбільша кількість сонячної радіації, як зазначало-
ся пише, надходить у літні місяці до високих широт,
формуючи у стратосфері область високого тиску, яка
називається циркумполярним антициклонічним ви-
хором. Він і є причиною переважання у стратосфері
східного вітру у цьому сезоні.
Протягом полярної ночі повітря вихолоджується
внаслідок довгохвильового випромінювання і у страто-
сфері виникає циркумполярний циклон, що охоплює
майже всю Північну півкулю. Центр його знаходиться
РІК
гПа	ЗИМА
10' п«ш 0	10	20 ЗО 40	50	60	70* пнш
гПа	ВЕСНА
10* ішш 0	10	20 ЗО 40	50	60	70* гмш
10' пдш 0	10	20 ЗО 40	50	60	70* г»,ж
гПа	ОС,НЬ
10* пнш 0	10	20	30	40	50	60	70' лиш
Рис. 2.8. Середні значення зональної складової
швидкості вітру (м/с) у Північній півкулі.
поблизу полюса. Завдяки цим процесам взимку у стра-
тосфері переважає західний потік. Інколи ця зако-
номірність порушується у зв'язку з різкими потеплін-
нями у стратосфері.
Сильний західний вітер, властивий зимовому ре-
жиму циркуляції, змінюється східним. У перехідні
сезони року відбувається перебудова літнього режи-
му циркуляції на зимовий, і навпаки.
У верхній тропосфері та стратосфері формуються
висотні фронтальні зони — відносно вузькі зони
значної горизонтальної протяжності з великими кон-
трастами температури та значними горизонтальними
градієнтами атмосферного тиску. З ними пов'язані
зони сильних впрів швидкістю понад ЗО м/с (стру-
минні течії). Тропосферні струминні течії поділяють
на струминні течії помірних, субтропічних і еква-
торіальних широт.
Максимальний вітер у помірних широтах від-
мічається на висоті 8 - 10 км взимку і 9 - 12 км вліт-
ку. Максимальна швидкість західного вітру на осі
струминної течії може перевищувати 180 - 220 км/год.
Вісь субтропічних струминних течій розташовуєть-
ся на висоті 11 - ІЗ км. Зимою між 25 - 35" пн.ш.,
літом - між 35 - 45" пн.ш. Середня швидкість
західного вітру на осі течії становить у середньому
150 - 200 км/год, інколи вона може перевищувати
300 - 400 км/год. Найбільша інтенсивність цих течій,
як і течій помірних широт, взимку, коли у зоні ви-
сотних фронтальних зон утворюються максимальні
контрасти температур.
Екваторіальні струминні течії формуються у стра-
тосфері на висотах 15 - 20 км, між 5° пн.ш. і 5* пд.ш.,
зазвичай, у східному потоці. Вони можуть розвивати-
ся також і у субтропічних та помірних широтах.
Взимку їх вісь розташовується на висоті 25 - ЗО км,
вітер на осі течії західно-східний швидкістю понад
200 км/год. На цих же висотах струминна течія мо-
же формуватися і влітку, але протилежного напряму
у зв'язку з утворенням у стратосфері антицик-
лонічного циркумполярного вихора.
2.3.3.	Циклонічна діяльність, поле
атмосферного тиску та циркуляція повітря у
приземному шарі
Циркуляція повітря у системі циклонів і антицик-
лонів, що постійно виникають, розвиваються й руйну-
ються у тропосфері, є складовою частиною загальної
циркуляції атмосфери. Найбільше значення у цій
циркуляційній ланці має циклонічна діяльність у по-
затропічних широтах.
Циклони й антициклони позатропічних широт
виникають в області висотних фронтальних зон.
Найсприятливіші умови для виникнення циклонів
- інтенсивна адвекція холоду, яка збільшує конт-
расти температури, й розходження повітряних течій
у середній тропосфері. Такі умови створюються до-
сить часто у енергоактивних зонах океанів над
західною частиною Північної Атлантики й Тихого
океану, тому саме у них регіонах Північної півкулі
найчастіше і виникають циклони, особливо у хо-
лодну пору року.
2. КЛІМАТ І КЛІМАТОУТВОРЮВАЛЬНІ ФАКТОРИ
35
Рис. 2.9. Повторюваність (%) рухливих циклонів. Січень.
Область значної повторюва-
ності циклонів розташовується
над північною частиною Ат-
лантичного океану (рис. 2.9).
Виникаючи біля східного узбе-
режжя Північної Америки,
циклони переміщуються у
північно-східному напрямі на
Ісландію й Баренцеве море.
Над Ісландією вони досягають
найбільшого розвитку, тобто
стають найглибшими. Під час
подальшого переміщення на
північний схід вони заповню-
ються. Ще один частковий
максимум повторюваності
циклонів знаходиться над Се-
редземним морем.
Антициклони формуються
найчастіше взимку над Північ-
ною Америкою та Азією.
Особливості процесів цикло- і
антициклогенезу зумовлюють
структуру поля тиску біля
земної поверхні. їх можна ви-
явити шляхом осереднення
фактичного поля тиску за три-
валий проміжок часу, наприк-
лад за місяць (рис. 2.10). Як у
Північній, так і у Південній
36
півкулях виявляються області високого й низького
тиску, так звані центри дії атмосфери, які с результа-
том статистичного осереднення фактичного поля
тиску й характеризують райони, де переважає цик-
лонічна або антициклонічна діяльність. Циклони,
шо виникають біля східного узбережжя материків,
переміщуються у північно-східному напрямі і
найбільшої інтенсивності досягають у районі Ісландії
та Алеутських островів. Завдяки тому, що біля
Ісландії повторюваність циклонів найбільша і вони є
найглибшими, утворюється велика й глибока деп-
ресія (Ісландська). На півночі Тихого океану', з ана-
логічної причини, спостерігається Алеутська деп-
ресія. На континентах Північної півкулі значною
повторюваністю характеризується Північноамери-
канський і Азіатський (Сибірський) антициклони. У
Південній півкулі виділяються приантарктична зона
зниженого тиску і ряд антициклонів у субтропіках
над океанами.
У екваторіальному поясі між двома смугами підви-
щеного тиску розташовується приекваторіальна смуга
зниженого тиску (екваторіальна улоговина). У січні
вона знаходиться південніше екватора. Така структура
середнього поля тиску у січні зумовлює певну' систему
течій біля земної поверхні. На північ від 60 - 65° пн.ш.
переважають північні й північно-східні потоки у нап-
рямі від зони відносно підвищеного тиску над Арктич-
ним басейном (слабковиражений арктичний антицик-
лон) до Ісландської й Алеутської депресій та орієнто-
ваних від них на схід і захід улоговин. У смузі від 35 до
45’ пн.ш. переважають півден-
но-західні потоки повітря, тоб-
то від поясу підвищеного тиску
до зазначених депресій.
Між смугою високого тиску
у помірних та субтропічних
широтах Північної півкулі й
екваторіальною улоговиною
повітря біля земної поверхні
переміщується з півночі й
північного сходу, зумовлюючи
меридіональну циркуляцію у
тропічних широтах Північної
півкулі.
У тропіках Південної півкулі
переважають південно-східні
патоки повітря від смуги субт-
ропічних антициклонів до при-
скваторіальної смуги знижено-
го тиску.
Влітку у Північній півкулі
умови для цикло- і антицикло-
генезу значно відрізняються
від више наведених. Завдяки
тому, що температура поверхні
океану від зими до літа
змінюється мало, а контине-
нти літом значно прогріва-
ються, температурні контрасти
у тропосфері менші літом, ніж
зимою. У зв'язку з цим.
повторюваність циклонів у липні значно менша, ніж
у січні (рис. 2.11). Однак вона значно збільшується
над континентами, особливо над північним сходом
Євразії у зв'язку з тим, шо циклони, які виникають у
басейнах річок Обі та Єнісею, переміщуючись у
східному й північно-східному напрямах, над Східним
Сибіром і Далеким Сходом досягають найбільшого
розвитку*. Через незначну повторюваність та інтен-
сивність циклонів Ісландська депресія у липні прояв-
ляється слабко, а Алеутська депресія зовсім зникає
(рис. 2.12). Майже над всією Азією формується вели-
ка Азіатська депресія, яка утворюється внаслідок
сильного нагрівання суходолу в субтропічних районах.
Водночас над океанами збільшується інтенсивність
анти циклогенезу.
Внаслідок цього влітку у Північній півкулі над
океанами панують Азорський та Тихоокеанський
максимуми, рис. 2.12. Від Азорського антициклону
на Європу, Середземне море й Північну Америку по-
ширюються гребені високого тиску згідно з підвище-
ною повторюваністю рухливих антициклонів у цих
районах півкулі. У липні, як і у січні, у субтропічно-
му поясі Південної півкулі знаходяться південно-ат-
лантичний, південно-тихоокеанський і південно-
індійський антициклони, які утворюють смугу висо-
кого тиску.
Ця смута відокремлюється від антарктичного анти-
циклону приантарктичною улоговиною.
Згідно з описаною структурою поля тиску клітку
біля поверхні Землі утворюються відповідні системи
2. КЛІМАТ І КЛІМАТОУТВОРЮВАЛЬНІ ФАКТОРИ
37
повітряних течій. Слабкий західний перенос охоп-
лює високі й помірні широти Північної півкулі. Над
океанами він переходить на південно-західний, біль-
шої інтенсивності. Над Азією в області великої деп-
ресії циркуляція повітря досить складна. На південь
від 40" пн.ш. західне перенесення змінюється
північно-західним й північно-східним, яке над
південним сходом й півднем Китаю, Індокитаєм,
північчю Індостану конвертує з південно-східним й
південно-західним потоками.
Складний характер прискваторіальної смуги зни-
женого тиску влітку: якшо над Тихим та Атлантич-
ним океанами вона розташовується трохи на північ
від географічного екватора, то в Азіатській частині
суходолу — зливається з Азіатською депресією. У
зв'язку з цим південно-східні потоки тропічної зони
Південної півкулі, зумовлені північною периферією
південно-індійського субтропічного антициклону,
під час переміщення на північ перетинають екватор,
змінюються на південно-західні й поширюються на
південну частину Азії, утворюючи мусонні течії во-
логого повітря (літній Азіатський мусон).
Циркуляційні процеси у тропіках й субтропіках
впливають на погодо- і кліматоуїворювальні процеси
помірних широт. Центри цих баричних систем
періодично мігрують, що значно впливає на темпера-
туру поверхні океанічної води [169]. Наприклад, пе-
реміщення Азорського антициклону у південному
напрямі призводить до посилення пасатів (північно-
східних стійких вітрів) у зоні екваторіальної улоговини
і збільшення швидкості Карибської і Флоридської оке-
анічних течій. Як наслідок, скорочується час перебу-
вання у тропічному поясі води цих течій і зменшуєть-
ся кількість поглинутої ними сонячної радіації. У ре-
зультаті знижується температура поверхневих шарів
води Гольфстріму і послаблюється потік теплої води у
Північний Льодовитий океан, шо призводить до збіль-
шення льоловитості Баренповото моря, а також морів
Північної Атлантики і до похолодання у Європі.
Подібні наслідки має і переміщення на південний
захід Ісландської депресії внаслідок значного збіль-
шення кількості холодної полярної води, шо вино-
ситься Лабрадорською і Східно-Гренландською холод-
ними океанічними течіями. З іншого боку, збільшен-
ня льоловитості північних морів Світового океану є
причиною зменшення кількості холодної води й айс-
бергів, що виносяться в Атлантику і, як наслідок,
підвищується температура у гілках океанічної цирку-
ляції між Гольфстрімом і Лабрадорською течією, що у
свою чергу впливає на особливості циркуляції у
Північній півкулі й на коливання клімату Європи.
2.4.	ПІДСТИЛЬНА ПОВЕРХНЯ ТА її
КЛІМАТОУТВОРЮВАЛЬНЕ ЗНАЧЕННЯ
Підстильна поверхня — це сукупність природних та
антропогенно змінених ландшафтів, яка, перебуваючи
у взаємодії з атмосферою у процесі обміну теплом і во-
логою, значно впливає на формування клімату.
38
Причини формування атмосферної циркуляції, по-
родних умов і клімату' тісно пов'язані зі Світовим оке-
аном. на який припадає 71 % площі земної поверхні
(у Північній півкулі водна поверхня займає 61 %, у
Південній — 81 %). Коливання запасів тепла океанів,
зміна інтенсивності океанічних течій, площі морської
криги - все це неминуче призводить до великомасш-
табних довготривалих змін загальної циркуляції ат-
мосфери у різних регіонах планети. Кліматично зна-
чущими параметрами Світового океану є температура
його поверхні, солоність, вміст тепла діяльного шару
океану, морські течії й крига.
Істотно впливають на клімат океанічні (морські)
течії. Течії верхнього шару океану утворюють анти-
циклонічні вихори у тропічних і субтропічних широ-
тах та циклонічні — у помірних і високих широтах.
У екваторіальних широтах горизонтальна цирку-
ляція являє собою інтенсивні потоки пасатних
течій, які розвиваються під дією північно-східного й
південно-східного пасатів. Біля східних берегів кон-
тинентів у Північній півкулі системи течій, що роз-
виваються з пасатних течій, відхиляються на північ і
рухаються уздовж материків приблизно до широти
40 - 45 . Звідси під впливом західних вітрів поверх-
неві течії змінюють напрям на східний і знову пере-
тинають океан, утворюючи, зокрема, в Атлантично-
му океані потужну течію Гольфстрім та її продов-
ження — Північно-Атлантичну течію. Води системи
Гольфстрім проникають на 10 тис.км - від Флориди
до Шпіцбергена і Нової Землі, транспортуючи вели-
чезнні маси води різної солоності й густини.
Гольфстрім (найбільша ширина потоку 200 км і тов-
щина 2 км) переносить води у 22 рази більше, ніж
всі річки на земній кулі. Ця тепла течія приносить
величезну кількість тепла до берегів Західної Євро-
пи, Бареннового моря й частково до Карського мо-
ря, значно пом'якшуючи клімат західного сектора
Арктики.
У високих широтах завдяки теплим течіям на узбе-
режжях формується особливий клімат - з теплою зи-
мою й невеликою амплітудою коливання температу-
ри, значною кількістю опадів.
В океані утворюються також підводні вихори і
кільцеподібні течії — ринги й вихори синоптичного
масштабу (діаметром до 200 км). Ці океанічні струк-
тури значно впливають на умови формування кліма-
ту і відіграють істотну роль у перерозподілі енергії
Світового океану.
Нагрівання та охолодження суходолу відбувається
інакше, ніж поверхні океану. Завдяки великому аль-
бедо суходолу значна кількість радіації, що надхо-
дить від Сонця, відбивається і частка поглиненої
радіації порівняно незначна, що призводить до істот-
них коливань температури поверхні суходолу і, як
наслідок, повітря над ним. Наявність океанів та кон-
тинентів, теплофізичні властивості яких дуже
розрізняються, зумовлює істотні зміни клімату на
одній і тій же широті. Значення середньої місячної та
річної, максимальної і мінімальної температури,
вологості повітря різко відрізняються на узбережжях
і в центральних частинах континентів. На східній
окраїні Євразійського континенту, наприклад, зима і
літо значно холодніші, ніж на західній, де домінує
перенесення теплих повітряних мас з Атлантичного
океану.
Відмінності у теплоємності води, з одного боку, і
суходолу, з іншого, особливо у процесах поширення
тепла, є причиною того, що на морях та океанах, на
островах і узбережжях утворюється особливий тип
клімату — морський, або океанічний, який істотно
відрізняється від континентального.
Головними рисами морського клімату є незначна,
порівняно з континентальним кліматом, добова й
річна амплітуда температури повітря а також
запізнення настання екстремальної температури у
річному ході, підвищена вологість повітря, значна
хмарність, більша кількість опалів.
Континентальний клімат характеризується біль-
шою амплітудою коливань температури повітря, ніж
океанічний. У помірних широтах континентальний
клімат відрізняється суворою зимою й більш жарким
літом порівняно з кліматом морського узбережжя або
океанічних островів. Отже, значні добові й річні
амплітуди температури, зниження вологості, хмар-
ності й річної кількості опадів є ознаками континсн-
тальності клімату.
На формування клімату значно впливає рельєф.
Гірські системи, порушуючи процеси адвекції
повітряних мас і циркуляції атмосфери, мають спе-
цифічний клімат і істотно впливають на клімат і по-
году прилеглих районів. Ступінь впливу залежить
значною мірою від форми та композиційної структу-
ри окремих долин І хребтів а також віз положення та
масштабу гірської системи у цілому.
Орографічний вплив на атмосферні процеси мож-
на розділити на три групи:
•	великомасштабний вплив орографії на форму-
вання загального розподілу повітряних течій та пла-
нетарних систем циркуляції;
•	вплив орографії на процеси, які мають масштаб
циклонічних та антициклонічних вихорів, тобто на ви-
никнення й розвиток циклонів і антициклонів, загост-
рення й розмивання атмосферних фронтів поблизу гір;
•	локальний орографічний вплив, що зумовлює
особливості у ході метеорологічних величин, пов’яза-
них з конкретними формами рельєфу невеликої про-
тяжності.
Внаслідок різного впливу факторів рельєфу на ат-
мосферні та радіаційні процеси формується особли-
вий тип клімату (гірський клімат). У гірських райо-
нах спостерігається велика нерівномірність у просто-
ровому розподілі температури, хмарності, вітру,
опадів та небезпечних явиш погоди. Мінливість
гірського клімату у вертикальному напрямі (висотна
поясність) визначається положенням гір у певній
широтній природній золи, висотою гір. їхніми мор-
фометричними характеристиками. Навіть на досить
близьких ділянках можуть утворюватися місцеві
варіації клімату, які проявляються у його надмірній
строкатості. У горизонтальному напрямі вплив гір
залежно від їх висоти та протяжності може прояв-
лятися на відстані понад 500 км.
2. КЛІМАТ І КЛІМАТОУТВОРЮВАЛЬНІ ФАКТОРИ
39
Значно впливають на формування клімату полярні
крижані поля. Влітку вони, порівняно з окраїнними
морями, стають ніби аналогом континенту. Взимку
хід температури тут нагадує океанічний. Мінімум
температури спостерігається у березні, температура ж
попередніх зимових місяців знижується у річному
ході у незначних межах.
Вшив підстильної поверхні, про який йдеться вище,
в основному, стосується помірного поясу. Однак
континентальність клімату значно залежить від ши-
роти місцевості, яка зумовлює зміну тривалості
світлого часу та надходження сонячної радіації. У
районах, близьких до полюсів (з негативним
радіаційним балансом на земній поверхні, найниж-
чою температурою і вологістю), континентальність
клімату проявляється інакше, ніж у субтропічних та
тропічних широтах, де розбіжності між сезонами
згладжені. У вологих тропіках річний хід метеоро-
логічних величин відступає на другий план порівня-
но з добовим ритмом, але вплив підстильної по-
верхні на клімат простежується й тут, особливо на
суходолі, у межах поясу підвищеного тиску.
40
3.	ОСОБЛИВОСТІ
КЛІМАТУ УКРАЇНИ
Україна розташована у центральній частині Євро-
пейського континенту в складних фізико-геог-
рафічних умовах, що зумовлює своєрідність впливу
основних кліматоутворювальних факторів на форму-
вання клімату — надходження сонячної радіації, цир-
куляції атмосфери, а також антропогенної діяль-
ності. Особливості їх прояву залежать від широти
місцевості, висоти над рівнем моря, ороірафії тошо і
є індикаторами кліматичних умов місцевості.
Клімат України, виходячи із загального уявлення
про закономірності його формування, відзначається
великою різноманітністю.
Україна отримує достатню кількість тепла і вологи,
що створює сприятливі природно-кліматичні умови
на її території.
Значна протяжність території призводить до вели-
кої просторової розмаїтості кліматичних умов: від
надмірного зволоження на заході та північному за-
ході до посушливого на сході та південному сході; від
клімат)' гірської тундри до субтропічного на Півден-
ному березі Криму.
Особливості регіональної циркуляції атмосфери
проявляються у збільшенні континентаїьності із за-
ходу на схід. Різноманітність клімату також пов'яза-
на з видами підстильної поверхні, що змінюється від
рівнинної території до гірської (Українські Карпати,
Кримські гори). Широтний хід метеорологічних ве-
личин порушують височини. Значна протяжність
морської берегової лінії впливає на клімат прибереж-
них районів.
У формуванні клімату України важливу роль
відіграє мікроклімат, що проявляється неод-
норідністю горизонтальних і вертикальних градієнтів
кліматологічних показників внаслідок складної
взаємодії діяльної поверхні у системі природних і пе-
ретворених ландшафтів.
Розгалужена річкова мережа, великі озера, штучні
водосховища беруть участь у формуванні своєрідних
кліматичних умов, які виникають при взаємодії вод-
них об'єктів з оточуючим суходолом і атмосферою.
Велика кількість крупних міст і промислових
об'єктів створює специфічний клімат як результат
впливу господарської діяльності людини на клімат
природного ландшафту.
Складність фізико-географічних умов і синоптич-
них процесів зумовлюють часту повторюваність
різних атмосферних, у тому числі і стихійних явищ,
які в окремих випадках мають катастрофічний харак-
тер і завдають великих матеріальних збитків еко-
номіці країни.
Знання про клімат України базується на зако-
номірностях просторово-часового розподілу кількіс-
них показників полів основних метеорологічних ве-
личин, які характеризують стан атмосфери як однієї
з ланок кліматичної системи і залежать як від при-
родних, так і від антропогенних чинників.
Усі ці фактори взаємодіють між собою і формують
сучасний клімат України, вивчення якого з погляду
нового геополітичного положення України надто ак-
туальне.
Нижче наводиться всебічна характеристика кліма-
тичних ресурсів, які є складовою частиною природ-
них ресурсів, що являють собою сукупність сонячної
радіації, тепла, вологи та метеорологічних величин і
зумовлюють функціонування, розвиток, продук-
тивність різних галузей економіки та діяльності лю-
дини. У різних природних зонах залежно від ди-
наміки погодних процесів вони мають свій потенціал
використання.
3.1.	РАДІАЦІЙНИЙ РЕЖИМ
Сонячна радіація є основним джерелом енергії
майже всіх природних процесів і явищ, що відбува-
ються на земній поверхні, в атмосфері, гідросфері і
верхніх шарах літосфери а також одним з головних
кліматоутворювальних факторів.
Надходження сонячної радіації визначається на-
самперед астрономічними чинниками — висотою
Сонця і тривалістю дня.
Характеристика радіаційного режиму дає загальне
уявлення про закономірності сонячної радіації і
радіаційного балансу.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
41
3.1.1.	Тривалість сонячного сяйва
Важливою характеристикою радіаційного режиму є
тривалість сонячного сяйва. Вона залежить від
світлої частини доби, хмарності і збільшується з
півночі на південь. Широтний розподіл сонячного
сяйва порушується внаслідок хмарного покриву,
зумовленого циркуляцією атмосфери. Особливо це
помітно в окремі місяці перехідних сезонів (березень
- квітень, жовтень).
У гірських районах на відкритій території три-
валість сонячного сяйва з висотою збільшується. У
вузьких долинах, улоговинах, ущелинах і на захи-
щених схилах гір вона різко зменшується. Змен-
шення її відмічається також у великих містах у
зв'язку зі збільшенням кількості пилу і диму та на
вузьких вулицях, захищених будинками. Деяке зни-
ження сонячного сяйва відбувається на лісових га-
лявинах. В окремі роки скорочення тривалості со-
нячного сяйва зумовлено виверженням вулканів,
яке призводить до помутніння атмосфери. Так, ви-
верження вулкану Катмай на Алясці у червні 1912 р.
спричинило зменшення тривалості сонячного сяйва
навіть на значній відстані від Аляски, внаслідок чо-
го на території України тривалість сонячного сяйва
знизилась на 400 - 600 год порівняно з іншими ро-
ками 1117, 206 ].
В окремі дні під час пилових бур сонячне сяйво
істотно зменшується, а іноді навіть відсутнє.
Найбільша тривалість сонячного сяйва в Україні у
середньому' за рік (2150 - 2450 год) спостерігається у
Криму і на узбережжях Чорного та Азовського морів.
Значною вона буває у Кримських горах (Ай-Петрі -
2319 год. Карадаг — 2442 год), у Степу становить 2000
- 2200 год. Найменші річні значення відмічаються у
західних районах Полісся та Лісостепу, де вони
дорівнюють 1690 - 1850 год. На Закарпатській низо-
вині сонячне сяйво досягає 1950 год за рік (Ужгород).
Найбільш сонячними є травень-серпень, коли
тривалість сонячного сяйва становить на Поліссі 48
- 60 % від можливої і збільшується на півдні та в
Криму до 70 - 75 %. Найменш сонячними є листо-
пад - лютий, коли тривалість сонячного сяйва на
півночі становить 13 - 28 % від можливої, а на півдні
та в Криму — 17 - 32 %. Річний хід тривалості соняч-
ного сяйва і можливу гривалість для деяких станцій
представлено на рис. 3.1.1
Мінімальні значення тривалості сонячного сяйва
спостерігаються у грудні і зумовлені найменшою
тривалістю дня і найбільшою ймовірністю похмуро-
го неба. На Поліссі тривалість сонячного сяйва
дорівнює 30 - 40 год, або 10 - 15 % можливої, у Лісо-
степу і північному Степу збільшується до 35 - 45 год
(15 - 20 % можливої), у південному Степу відбуваєть-
ся подальше збільшення до 45 - 60 год (19 - 25 %
можливої). Максимальні її значення відмічаються у
Криму, особливо у горах (Ай-Петрі — 75 год, або 27 %
можливої). На Закарпатській низовині тривалість со-
нячного сяйва дорівнює 40 - 42 год (20 % можливої).
У січні тривалість сонячного сяйва дешо збіль-
шується, а в лютому — майже удвічі порівняно з
груднем. На Поліссі та у Лісостепу вона становить 55
- 70 год, у південному Степу і Криму - 80 - 100 гол.
Березень характеризується збільшенням тривалості
дня й зменшенням хмарності, що сприяє інтенсивно-
му зростанню тривалості сонячного сяйва. На Поліссі
й у Лісостепу вона досягає 100 - 120 год. а в Степу і
Криму — 120 - 165 год. удвічі збільшується тривалість
сонячного сяйва порівняно з лютим на Закарпатській
низовині (Берегове — 153 год). Цс призводить до
помітного збільшення дійсного числа годин сонячно-
го сяйва відносно можливого. На більшій частині те-
риторії їх відношення перевищують 30 %, поблизу
Рис. 3.1.1. Річний хід тривалості (год) сонячного сяйва.
42
морів і у Криму становлять 40 %. на Закарпатській
низовині перевищують 40 % (Берегове — 42 % ).
У квітні відбувається подальше збільшення соняч-
ного сяйва. На Поліссі та у Лісостепу воно дорівнює
170 - 180 год. у Степу збільшується до 190 - 200 год,
майже така ж кількість годин сонячного сяйва спос-
терігається на Закарпатській низовині. У Криму три-
валість сонячного сяйва досягає 200 гол, відносно
можливої тривхіості не становить 37 - 44 % на
Поліссі й у Лісостепу, Степу і Криму - 45 - 51 %.
У травні хмарність продовжує зменшуватись, а
тривалість сонячного сяйва збільшуватися на Поліссі
й Закарпатській низовині до 230 - 260 год, на узбе-
режжях морів і у Криму — до 260 - 275 год. За винят-
ком західних районів, вона перевищує 50 % можли-
вої тривалості, наближаючись у південному Степу й
Криму до 60 % (Бердянськ, Євпаторія. Сімферополь.
Феодосія. Ялта).
У червні, незважаючи на збільшення тривалості
дня, кількість годин сонячного сяйва зростає повіль-
но, шо зумовлено збільшенням хмарності порівняно
з травнем. Тривалість сонячного сяйва у червні пере-
вищує травневі значення у середньому на 25 - 40 год,
а на Закарпатській низовині лише на 10 год (Ужго-
род, Берегове).
Найбільшого значення тривалість сонячного сяйва
досягає у липні: на Поліссі й Лісостепу 225 - 295 год,
у північному Степу - 315 - 345 год, у Криму - 335 -
350 год. Кількість годин сонячного сяйва від можли-
вої на Поліссі й у Лісостепу досягає 50 - 55 %, Степу
- 60 - 70 %. Криму - 70 - 75 %. Це пов'язано зі змен-
шенням хмарності порівняно з червнем і збільшен-
ням числа ясних днів. На Закарпатській низовині у
зв'язку з більшою хмарністю, ніж на решті території,
тривалість сонячного сяйва дорівнює 270 год.
У серпні тривалість сонячного сяйва зменшується
порівняно з липнем у середньому на 20 - 40 год.
Внаслідок подальшого зменшення хмарності відно-
шення дійсної тривалості сонячного сяйва до мож-
ливої збільшується й далі і досягає максимальних
значень за рік. На Поліссі і у Лісостепу воно стано-
вить 50 - 55 % , у Стану - 65 - 70 %, у Криму дося-
гає 70 % (Євпаторія) - 80 % (Ялта).
У вересні кількість годин сонячного сяйва повсюд-
но зменшується: на півночі до 170 - 200 год, на узбе-
режжях морів і Криму - до 240 - 270 год. Внаслідок
зменшення тривалості дня і збільшення хмарності
відношення дійсної тривхіості сонячного сяйва до
можливої зменшується у середньому на 5 %.
Істотне збільшення хмарності й скорочення трива-
лості дня у жовтні призводить до різкого зменшення
кількості годин сонячного сяйва. На Поліссі і у
Лісостепу тривалість сонячного сяйва становить 105
- 145 год, у Степу - 145 - 180 год. у Криму - 165 -
205 год.
У листопаді подальше зниження тривалості дня та
збільшення хмарності зумовлює зменшення трива-
лості сонячного сяйва до 40 - 45 год на півночі і до
70 - 80 год на півдні.У Криму цей показник стано-
вить 100 - 115 год.
Протягом року найбільша мінливість тривхіості
сонячного сяйва спостерігається влітку, а найменша
— взимку. У літні місяці середнє квадратичне відхи-
лення змінюється від 37 - 56 год на півночі і заході
до 25 - 41 гол у центрі і Криму, коефіцієнт варіації
місячної тривхіості сонячного сяйва дорівнює 0,10 -
0,15. У зимові місяці середнє квадратичне відхилен-
ня дещо менше літніх значень і дорівнює 15-32 год
на півночі, зхході і центрі, на Закарпатській низовині
20 - 32 год, а коефіцієнт варіації місячної тривхіості
сонячного сяйва зимою збільшується до 0,60.
Важливою характеристикою тривхіості сонячного
сяйва дія вирішення наукових і практичних завдань є
добовий хід. Влітку сонячне сяйво реєструється з 4 -
5 до 19 - 20 год, взимку — з 7 - 8 до 16 - 17 год.
Відповідно до добового ходу хмарності максимум пов-
торюваності сонячного сяйва влітку відмічається до
полудня (з 10 до 13 год), взимку - після полудня (з 12
до ІЗ год). На узбережжях морів зміщення максимуму
тривалості сонячного сяйва з післяполуденного часу
зимою на дополуденний літом відбувається із
запізненням на місяць порівняно з материковими
станціями. Найбільша повторюваність сонячного сяй-
ва протягом року припадає на 11 - 12 або 12-13 год.
Влітку внаслідок зміни тривалості дня можлива
тривхтість сонячного сяйва у північних районах до-
сягає 16 год, а на південь зменшується до 14 - 15 год.
Проте дійсна повторюваність безперервної трива-
лості сонячного сяйва протягом 12-14 год на півдні
більша ніж на півночі. У червні у північних районах
вона становить близько 10 %, у иентрхтьних — 12 -
15 %, а на крайньому півдні й у Криму - 20 - 30 %.
Протягом року найбільша повторюваність безпере-
рвної тривхіості сонячного сяйва становить 2-4 год.
Взимку вона буває у 35 - 45 % всіх спостережень,
влітку - для значної території у 20 - 28 %, збільшу-
ючись у Передкарпатті до 32 %. Кримських горах до
35 % (Ай-Петрі). Навесні й восени максимальна пов-
торюваність безперервної тривалості сонячного сяй-
ва у березні та жовтні припадає на 8 - 10 год. а у ве-
ресні - на 10 - 12 год. У липні й серпні - відповідно
на 12 - 14 год.
В окремі роки тривхтість сонячного сяйва
відрізняється від середніх значень. Проте у січні-лю-
тому на деяких станціях (Чернівці, Ужгород) у роки з
найбільшою і найменшою тривхіістю сонячного сяй-
ва їх значення мало відрізняються. Це зумовлено
змінами тривхіості сонячного сяйва за 1961 - 1990 рр.
порівняно з попереднім періодом. На півночі та у
центрі країни спостерігалось збільшення річної кіль-
кості годин сонячного сяйва (Ковель на 5,1 %, Коно-
топ — 7,1, Баришівка - 2,5, Полтава — 6.9, Вінниця
— 1,0, Комісарівка — 1,1, Синельникове - 5,4 %). На
заході, сході, півдні країни відбувається зменшення
річної тривхіості сонячного сяйва (Чернівці — 6,0 %,
Ужгород - 2.9. Долина - 2,0. Берегове - 4,2, Харків
— 4,9, Велико-Анадоль — 2.8. Гснічеськ - 5,7, Одеса
— 5,4, Болград - 3,1. Бердянськ - 1,7, Асканія-Нова
-4,1, Феодосія — 6,2, Ялта - 3,9 %). Найістотніше
збільшення тривхіості сонячного сяйва спостерігалось
на більшості станцій країни протягом холодного пе-
ріоду навіть там, де у цілому за рік вона зменшилась
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
43
(Чернівці, Ужгород, Харків, Велико-Анадоль, Одеса,
Феодосія).
Середнє значення тривалості за окремі десятиріччя
дає можливість виявити динаміку змін просторово-ча-
сового розподілу за період 1961 - 1990 рр. (табл. 3.1.1).
На більшій частині території липень найменш соняч-
ним виявився у десятиріччі 1971 - 1980 рр. На заході
й півночі у липні за десятиріччя 1961 - 1970 і 1981 -
1990 рр. тривалість сонячного сяйва відрізнялась ма-
ло, а на сході та півдні більша тривалість сонячного
сяйва була у 1961 - 1970 рр. У зимові місяці найбіль-
ше число годин сонячного сяйва спостерігалось у де-
сятиріччі 1971 - 1980 рр. У грудні найменша три-
валість його відмічалась у 1961 - 1970 рр., найбільша
- у 1971 - 1980 рр.
Коливання тривалості сонячного сяйва відбувалось
протягом всього періоду спостережень (рис. 3.1.2). У
Полтаві на початку XX ст. алітку (липень) кількість
годин сонячного сяйва поступово зменшувалась і до-
сягла мінімальних значень у 1918 р. Надалі поступо-
ве зростання призвело до максимального підвищен-
ня у 50-х роках, яке змінилось сталим зменшенням
наприкінці 70-х років. З початку 80-х років відбуло-
ся поступове зростання, шо на початку 90-х років
наблизилось до рівня 50-х років. Зимою (грудень)
коливання були значно менші, але подібні до літніх;
з кінця 70-х років намітилось їх зростання. В Одесі
влітку (липень) за весь період спостережень відбува-
лось стале зменшення тривалості сонячного сяйва. З
1947 р. (на початку спостережень) тривалість соняч-
ного сяйва поступово зростала до 1953 р.
До 1977 р. число годин сонячного сяйва постійно
зменшувалось, а потім знову почалось їх зростання,
але воно не досягло значень 50-х років. Взимку (гру-
день) з початку спостережень до кінця 60-х років
тривалість сонячного сяйва постійно зменшувалась.
Початок 70-х років характеризувався збільшенням
тривалості сонячного сяйва, а наприкінці 80-х років
вона почала зменшуватись, але коливання проходи-
ло на вищому рівні. Істотне його коливання спос-
терігалось і на інших станціях [117].
Протягом XX ст. тривалість сонячного сяйва була
найменшою у 1900 - 1930 рр., а найбільшою у 1931 -
1960 рр. Аналогічний розподіл характерний також для
Тривапість (год) сонячного сяйва за окремі десятиріччя
Станція	1961-1970 рр.			1971-1980 рр			1981-1990 рр		
	ли- пень	гру- день	рік	ли- пень	гру- день	рік	ли- пень	гру- день	рік
Ковель	274	34	1887	247	38	1737	268	35	1814
Бориспіль	297	34	1999	259	40	1868	285	42	1920
Полтава	314	31	2027	280	39	2045	303	46	2078
Харків	307	25	1946	256	25	1757	252	27	1640
Вінниця	283	39	1935	247	40	1780	274	33	1870
Дніпропетровськ	319	32	2032	276	36	1851	305	33	1919
Дебальцеве	340	29	2088	298	35	2000	315	37	1968
Ужгород	286	36	1974	250	48	1870	281	43	1892
Чернівці	263	50	1956	225	58	1696	247	46	1762
Одеса	334	41	2250	293	61	2064	312	58	2173
Києва: початок XX ст. менш сонячний порівняно з йо-
го серединою [206].
Зіставлення тривалості сонячного сяйва у роки
найбільших вивержень вулканів і за окремі деся-
тиріччя не виявило помітного впливу цього природ-
ного явища на тривалість сонячного сяйва, шо, мож-
ливо, зумовлено меншим об'ємом виверженого попе-
лу порівняно з початком XX ст.(1912 р.). За 1961 -
1990 рр. відбулося виверження 11 вулканів, які мог-
ли бути причиною зменшення тривалості сонячного
сяйва (табл. 3.1.2).
За 1961 - 1970 рр. відбулось виверження 5 вул-
канів, 4 з яких супроводжувались значним об’ємом
попелу (до 3 км'), а середня тривалість сонячного
сяйва у цей період була найбільша. За весь період
спостережень 1963 р. характеризувався найбільшою
(2000 - 2600 год) тривалістю соняч-
таблиця 3.1.1 иого СЯйва (Табл. 3.1.3), незважаю-
чи на те, що 17 березня цього року
за виверженою масою речовин (10
- 30 мт) вулкан Агунг (Індонезія)
був найбільшим. Літо відзначалось
жаркою безхмарною погодою і
найбільшими значеннями прямої і
сумарної сонячної радіації.
У 1971 - 1980 рр. тривалість соня-
чного сяйва була найменшою, об'єм
виверженого попелу 4 вулканів на
порядок меншим (0,1 - 0,3 км’).
Найменшою тривалістю сонячного
сяйва (1400 - 1900 год) характери-
зувався 1980 р., коли внаслідок
похмурої погоди і частих дощів
44
Таблиця 3.1.2
Наймогутніші виверження вулканів та їх характеристика. 1961 - 1990 рр.
Вулкан	Дата виверження	Об'єм еиверженогі) попелу,	Висота газово- попелової колони.км	Маса речовин, мт
Агунг (Індонезія)	17.111.1963	0,2-0,6	31	10-30
Шівелуч (Камчатка)	12.ХІ.1964	1.5	15	1
Таал (Філіпіни)	28.IX.1965		20	1
Аву (Індонезія)	12. VIII. 1966	3.0	18	2
Фернандина (Галапагоські острови)	11.71.1968	2,0	24	2
Гекла (Ісландія)	5.7.1970	0.1	15	1
Суфрієр (острови Сент-Вінсент)	17.Х. 1971	0.2	18	2
Фуего (Гватемала)	17.Х 1974	0,1	20	1,5-3
Сент-Хеленс (США)	18. V. 1980	0,3	25	0,5-1
Алаід (Курильські острови)	27.IV. 1981	0.5	18	0,5-1
Ель-Чичон (Мексика)	4.17.1982	0.5	25	23
буває 1 - 4 дні без сонця. Влітку
збільшується число ясних днів, а
дні без сонця бувають рідко: на за-
ході — 2-3 дні, на півночі і в
центрі — І - 2; а на сході, півдні і у
Криму днів без сонця майже не
спостерігається. Восени їх число
починає збільшуватись і в жовтні у
північних районах спостерігається
6-9 днів, тоді як на півдні і у Кри-
му воно не перевищує 2-4 днів.
Характеристика числа днів без
сонця та тривалість сонячного сяй-
ва перебувають у зворотному зв'яз-
ку. Коливання числа днів без сон-
ця зумовлюються закономірностя-
ми синоптичних процесів.
протягом літа спостерігались найменші значення
прямої і сумарної сонячної радіації. Десятиріччя 1981
- 1990 рр. відзначалось більшою тривалістю сонячно-
го сяйва порівняно з 1971 - 1980 рр, незважаючи на
істотне виверження речовини за масою і об'ємом
попелу (0,5 км') вулкану Алаід (Курильські острови,
27 квітня 1981 р.) і Ель-Чичон (Мексика, 14 квітня
1982 р.). На заході та півночі України у 1982 р. спос-
терігалась найбільша тривалість сонячного сяйва.
Отже, тривалість сонячного сяйва значною мірою
залежить від циркуляції атмосфери; у періоди безх-
марної погоди (літо 1963 р.) спостерігалась макси-
мальна тривалість сонячного сяйва влітку і за рік у
всій країні, а в похмуру дощову погоду (літо 1980 р.)
— мінімальна.
Число днів без сонця. За рік найбільше число днів без
сонця (95 і більше) спостерігається на Поліссі (рис.
3.1.3). На південь воно поступово зменшується: у центрі
до 85 - 90 днів, на півдні - 65 - 70, у Криму - до 50 -
60 днів, а на Південному березі Криму - до 45 днів (Ял-
та - 44)
Протягом року дні без сонця найчастіше бувають у
холодний період, особливо з листопада до лютого,
максимум відмічається у грудні. На півночі у се-
редньому налічується 18-20 днів без сонця, на
півдні до 15 - 17, а в Криму до 10 - 14. З березня по-
чинається їх зменшення. У травні на всій території
Таблиця 3.1.3
Тривалість (год) сонячного сяйва за окремі роки
Станція	1962	1963	1980	1981	1982
Ковель	1847	2150	1316	1742	1836
Бориспіль	1989	2302	1525	1863	1937
Полтава	2067	2238	1749	2045	1994
Харків	2040	2024	1437	1612	
Вінниця	2045	2313	1410	1708	2005
Дніпропетровськ	2213	2257	1555	1851	1794
Дебальцеве	2263	2243	1748	1930	1839
Ужгород	1969	2292	1500	1847	2148
Чернівці	2080	2287	1696	1715	1911
Одеса	2397	2598	1890	2124	2186
3.1.2.	Пряма сонячна радіація
Пряма сонячна радіація — енергетична освітле-
ність. яка створюється випромінюванням, що надхо-
дить від диска Сонця у вигляді пучка паралельних
променів, і значно послаблюється внаслідок розсіян-
ня та поглинання.
Надходження прямої радіації за умов ясного неба
визначається в основному астрономічним фактором, а
валив циркуляційних процесів проявляється лише че-
рез прозорість атмосфери. За середніх умов хмарності
пряма радіація більше залежить від циркуляції атмос-
фери, яка має вирішальний вплив на її динаміку.
Зміна прямої радіації зумовлюється наступними
чинниками: оптичними аномаліями, що виникають
внаслідок виверження вулканів і мають глобальний
масштаб, коли відмічається збільшення концентрації
стратосферного аерозолю; неоднозначністю сонячної
активності (у разі співпалання екстремумів - мініму-
мів чи максимумів — спостерігається відповідне зни-
ження або підвищення прямої радіації); циркуляцій-
ними процесами; забрудненням атмосфери аерозоля-
ми та газоподібними домішками антропогенного по-
ходження (разом з тим зміни прямої радіації можуть
бути або глобального, або локального характеру).
Актинометричні показники є індикаторами стану ат-
мосфери у просторі і часі для вивчення змін клімату.
За умов ясного неба у добовому ході прямої
радіації на перпендикулярну поверхню максимум її
спостерігається близько істинного полудня. Після
полудня відбувається зростання мутності атмосфери,
що знижує надходження прямої радіації. Вранці у
зимові місяці валив інверсійних процесів викликає
зменшення дополуденних значень прямої радіації
порівнянно з післяполуденними.
Добова амалітуда прямої радіації помітно змен-
шується з півночі на південь внаслідок зростання у
цьому напрямі мутності атмосфери.
Взимку розподіл добових сум прямої радіації за
умов ясного неба має чітко виражений широтний ха-
рактер і змінюється від 12 - 20 МДж/м! на півночі
до 19 - 26 МДж/м! на півдні.
Влітку широтний розподіл прямої радіації на пер-
пендикулярну поверхню порушується валивом двох
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
45
чинників: високої прозорості і більшої тривалості
дня, які менше послаблюють пряму радіацію у пів-
нічних районах. Поєднання цих чинників зумовлює
перевищення (на 6 - 8 %) добових та місячних сум
прямої радіації, шо надходить на перпендикулярну
поверхню від 38.03 МДж/м; (Бориспіль) на півночі до
34.48 МДж/м2 (Карадаг) на півдні. Зміна прямої
радіації на горизонтальну поверхню має простий до-
бовий хід з максимумом у полудень або близько до
нього. На півночі (Бориспіль - 24,23 МДж/м2 за добу.
727 МДж/м2 за місяць) інсоляція у цей сезон більша,
ніж на півдні (Карадаг - відповідно 23,16 МДж/м2,
695 МДж/м2).
Максимальні добові суми прямої радіації на пер-
пендикулярну поверхню спостерігаються у червні-
липні (34 - 38 МДж/м2), а на деяких станціях (Хер-
сон. Берегове) змішуються на травень, узгоджуючись
із річним ходом прозорості.
Розподіл місячних сум прямої радіації на перпен-
дикулярну та горизонтальну поверхню має схожі
особливості: в усі сезони, крім літнього, чітко прос-
тежується вплив астрономічного фактора, що приз-
водить до їх зростання на 10 - 80 % у широтному
напрямі. Влітку, відповідно добовим сумам та зрос-
танню атмосферної мутності на півдні, місячні суми
прямої радіації зменшуються з півночі на південь на
9 - 16 %. Суми прямої радіації за рік на півдні більші
на 12 - 14 %, ніж у північних районах.
Пряма радіація є наймінливішою характеристикою
радіаційного режиму, оскільки вона особливо чутлива
до коливань прозорості атмосфери як природного,
так і антропогенного характеру (виверження вул-
канів, які спричинюють довготривалу оптичну ано-
малію в атмосфері, тривалі лісові пожежі, забруднен-
ня атмосфери промисловими викидами). На коли-
вання інтенсивності прямої радіації істотно впливає
і розподіл хмарності. Коефіцієнт варіації середньої
місячної інтенсивності прямої радіації становить 0,25
- 0,45, а її максимальні значення у полудень за умов
високої прозорості досягають 1.06 кВт/м2 (Карадаг).
Середнє квадратичне відхилення місячних сум прямої
радіації змінюється від 13 - 19 МДж/ м2 у січні до 56
- 63 МДж/м2 у липні, коефіцієнт варіації найбільший
у січні (0,38 - 0,40), найменший у липні (0,10 - 0,12).
Хмарність значно зменшує надходження прямої
радіації. За середніх умов хмарності її значення ста-
новлять лише частину можливих. Добовий хід хмар-
ності часто призводить до зміщення максимуму пря-
мої радіації з полудня на більш ранні години. Навесні
та мітку асиметрія у добовому ході прямої радіації за
середніх умов хмарності посилюється внаслідок інтен-
сивного розвитку конвекції після полудня, а також
зростання мутності атмосфери. Взимку, навпаки,
післяполуденні суми прямої радіації перевищують до-
полуденні на 20 - ЗО % завдяки інтенсивному розвит-
ку хмарності у ранкові години.
Пряма радіація на перпендикулярну поверхню за
середніх умов хмарності має чітко виражений річний
хід, який визначається тривалістю сонячного сяйва.
Її максимальні значення відмічаються у червні-липні
46
і становлять 420 МДж/м2 на півночі
(Ковель) та 757 МДж/м2 на півдні
(Карадаг). Пряма радіація за рік має
аналогічний широтний хід: від 2759
МДж/м2 на півночі до 5165 МДж/м2
на півдні, тобто збільшується майже
удвічі. Пряма радіація на горизон-
тальну поверхню протягом року
змінюється: взимку від 27 МДж/м2
(Ковель) до 55 МДж/м2 (Карадаг),
влітку від 285 до 507 МДж/м2, річні
значення у північних районах
дорівнюють 1600 - 1800 МДж/м2. у
південних 2600 - 3000 МДж/м2. Змен-
шення тривалості сонячного сяйва за
хмарної погоди спричинює зменшення місячної суми
прямої радіації порівняно з можливою, внаслідок чо-
го її суми збільшуються з півночі на південь взимку
на 50 %, влітку на 75 %. У південних районах послаб-
лення хмарності зумовлює зростання відношення
прямої радіації за середніх умов хмарності до надход-
ження її за умов ясното неба від 49 - 52 % на півночі
до 68 - 75 % на півдні.
Дтя визначення особливостей впливу загальної
циркуляції атмосфери на режим інсоляції доцільно
виявити аномалії річних сум прямої радіації.
Відхилення прямої радіації від середніх значень за
1955 - 1995 рр. для станцій Полтава та Асканія-Нова
наведено на рис. 3.1.4.
Глобальний характер її змін проявляється у снівпа-
данні знаків аномалії на обох станціях. Міжрічні зміни
спричинені дією циркуляційних процесів, які викли-
кають відхилення прямої раліації від середнього зна-
чення до 3 - 5 %, та зміною оптичного стан)’ атмосфе-
ри, внаслідок чого аномалія прямої радіації досягає 10
- 15 %. В окремі роки, коли послаблююча дія цих двох
чинників поєднується, зниження прямої радіації до-
сить значне. Період 1956 - 1962 рр. характерний для
обох станцій додатньою аномалією, яка досягала 13 -
22 %. Посилення циркуляційних процесів та зростан-
ня мутності атмосфери у 1963 - 1964 рр. та у 1980 -
1982 рр. є наслідком від'ємної аномалії до 15 - 20 %; і
навпаки, послаблення циркуляційних процесів та
зростання прозорості атмосфери у 1985, 1994, 1995 рр.
спричинило додатню аномалію прямої радіації.
Підтвердженням ролі аерозольної складової атмосфе-
ри є аномалія розсіяної радіації, яка вважається непря-
мою характеристикою вміст)' аерозолів і чутлива до їх
коливань. Аномалія розсіяної радіації має протилеж-
ний знак і досягає в окремі роки ЗО - 50 %.
Пряма радіація у 1980 - 1990 рр. дешо менша, ніж
у 1960 - 1970 рр. не тільки на станціях, розташованих
у промислових містах, але й на відстані від них, що
вказує на стійкість сформованої аерозольної мут-
ності в атмосфері та глобальний вплив антропоген-
ного чинника.
Зміни прямої радіації на горизонтальну поверхню за
1955 - 1995 рр. на станціях, розташованих на різній ши-
роті. апроксимовано лінійним трендом. В обох випадках
він від’ємний і становить 200 - 400 МДж/м2 (рис. 3.1.5).
Тенденція зниження прямої радіації у районах
підвищеного антропогенного впливу, (тобто промис-
лових центрах) порівняно з фоном відображена у
табл. 3.1.4. Використано спостереження прямої
радіації за період 1955 - 1995 рр., ряд розділено на три
часових інтервали (1955 - 1970 рр., 1971 - 1985 рр..
1986 - 1995 рр.). шо відрізняються ступенем забруднен-
ня атмос<|>сри антропогенного характеру. Прийнявши
значення прямої радіації у фоновому пункті за 100 %,
часові зміни втрат потужності прямої радіації в Одесі
оцінювалися порівняно з аналогічними показниками у
Болграді, у Херсоні - із станцією Асканія-Нова.
3.1.2.1.	Прозорість атмосфери
Прозорість атмосфери є показником стану атмосфе-
ри, що визначає особливості радіаційного режиму. Ха-
рактеристики прозорості атмосфери використовуються
для вивчення коливань клімату, визначення можливих
сум прямої радіації. її значень у окремих спектральних
ділянках, а також наближеної оцінки повної оптичної
товщі атмосфери. Крім того, прозорість відображає
вплив на стан атмосфери глобального забруднення
природного і антропогенного походження.
Під час проходження через товшу атмосфери
сонячна радіація послаблюється молекулярним
(релеєвським) розсіюванням, поглинанням водяною
2500 т мДж/м	Полтава
1500 І*»»»...................................
1955 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995
3300
3000
2700
2400
2100
1800
1500
1954 1959 1964 1969 1974 1979 1984 1989 1994
Рис. 3.1.5. Річна сума прямої радіації (МДж/мг) на
горизонтальну поверхню за окремі роки.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
47
Таблиця 3.1.4
Втрати (%) потужності прямої радіації у містах відносно фону
Станція	Період	1	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII
Одеса Болград (Фон)	1955-1970	6,4	3.1	2.8	4,1	2,6	1.1	1.8	1.9	5,4	8.1	6.0	6.2
	1971-1985	7.8	3,9	3.1	4,7	3.8	2,9	3.7	2,5	5.9	9,6	6.8	7.4
	1986-1995	9,0	4.8	3,8	5,2	4,6	3.8	4,4	4.3	6,8	12,0	7,8	8.0
Херсон Асканія- Нова (фон)	1955-1970	1,8	4,5	3.8	2.8	2.1	2.8	2.6	3,1	3.0	6,1	6.8	5,1
	1971-1985	2.0	6.6	4,1	3.0	1.8	3.3	3,9	3.7	4,4	6.2	6,7	6,4
	1986-1995	2.3	8,0	5,8	3,6	2.9	4,8	4.2	4,6	4.8	6,3	7.1	7.8
парою, поглинанням та розсіюванням аерозольною
складовою атмосфери. Результати вимірів інтеграль-
ного потоку прямої радіації на рівні підстильної по-
верхні дозволяють оцінити як загальне послаблення
сонячної радіації в атмосфері, так і послаблення її
окремих складових.
Для емпіричної оцінки зв'язку між змінами прямої
радіації та інтегральної прозорості використано
спостереження прямої радіації за умов ясного неба з
1955 до 1995 рр. Проведено розрахунки найпоши-
реніших характеристик інтегральної прозорості ат-
мосфери, а саме коефіцієнта прозорості, фактора
мутності та його складових: фактора вологої мутності
та фактора залишкової або аерозольної мутності.
Найважливішим показником, що характеризує
вплив на сонячну радіацію забруднення природного
та антропогенного походження, є аерозольне послаб-
лення, яке дає можливість виявити райони різного
антропогенного навантаження.
Загальне послаблення сонячної радіації в атмос-
фері має виражений річний хід з мінімумом взимку у
північних районах та максимумом влітку на півдні,
коли його значення досягають у середньму близько
45 % від сонячної постійної, а в районах підвищено-
го антропогенного впливу - близько 50 %.
Послаблення сонячної радіації водяною парою уз-
годжується із загальним вмістом вологи у атмосфері і
має чітко виражений сезонний роз-
поділ. Його середні значення збіль-
шуються з півночі на південь країни,
максимальне послаблення спос-
терігається влітку у південних райо-
нах. Порівняння кількісних показ-
ників послаблення сонячної радіації
у різні періоди свідчить про його
зростання в останні роки, особливо
у місцях активної господарської
діяльності. Для виявлення впливу
прозорості на зміну прямої радіації
та її послаблення розглянуто гри
періоди, відмінні за природними і
антропогенними чинниками, та хід
цих характеристик у промислових
центрах (Одеса, Херсон) і фонових
пунктах (Болград, Асканія-Нова).
Тенденція зниження прозорості
атмосфери, спричинена природними та антропоген-
ними чинниками, відображається у зменшенні пря-
мої радіації та, відповідно, у зростанні її загального
послаблення. Зменшення прямої радіації за кожен
період становить 4 - 7 %( табл. 3.1.5).
Відповідно відбувається зростання загаль-
ного послаблення сонячної радіації на 5 - 6 %
у ([хінових пунктах та на 6 - 10 % у промис-
лових центрах.
Вплив антропогенного чинника виваляєть-
ся через аерозольне послаблення сонячної
радіації, яке послідовно збільшується від пер-
шого (1955 - 1970 рр.) до третього періоду
(1986 - 1995 рр.) і в Асканії-Новій становить
0,21 - 0,26 кВт/м2, в Одесі - 0,24 - 0,32 кВт/м!.
Відмінності в аерозольному послабленні у районах
підвищеного антропогенного впливу та у фонових
пунктах також зростають. Якшо у першому періоді ае-
розольна складова в Одесі і Болграді однакова, то у
третьому додатковий вклад запилення повітря в Одесі
становить близько 13 %.
Вклад аерозольного послаблення у його загальну
величину зростає як у промислових центрах, так і у
фонових пунктах. Так, у Асканії-Новій цей показник
змінюється від 33 % у 1955 - 1970 рр. до 38 % у 1986
- 1995 рр., в Одесі - відповідно від 38 % до 43 %, що
підтверджує вплив зростання концентрацій аерозолю
антропогенного походження.
Послаблення сонячної радіації водяною парою з
року в рік не зазнає помітних змін. Переважна роль
у міжрічних змінах загального послаблення сонячної
радіації належить аерозольній складовій, яка досить
істотно змінюється. Значна міжрічна мінливість була
у 1963 - 1964 рр. та 1982 - 1983 рр.. коли спостеріга-
лась активна вулканічна діяльність (Агунг у Індонезії
в 1963 р. і Ель-Чичон у Мексиці у 1982 р. ) та збіль-
шення концентрації стратосферного аерозолю [ 1 [.
Річний хід запилення атмосфери проявляється у
розподілі протягом року вкладу аерозольної складо-
вої у загальне послаблення сонячної радіації
(табл.3.1.6). Ця характеристика мінімальна взимку
(24 - 37 %), коли відповідно до річного ходу вмісту
Таблиця 3.1.5
Інтенсивність прямої радіації (кВт/м^) та характеристики її послаблення за різні періоди.
Полудень
Станція	1955-1970				1971-1985				1986-1995			
	8	послаблен- ня		вклад Аг у 2, %	8	послаблен- ня		вклад Агу 2.%	8	послаблен- ня		вклад Аг у 2.%
		2	Аг			2	Аг			2	Аг	
Полтава	0,74	0,64	0,24	38	0,71	0,67	0,26	39	0.68	0.70	0,28	40
Одеса	0,74	0,64	0.24	38	0.66	0,72	0,30	42	0,64	0,74	0,32	43
Болград	0.71	0,67	0.24	36	0,69	0.69	0.26	38	0,67	0.71	0,28	39
Херсон	0.74	0,64	0,23	36	0,69	0.69	0.27	39	0,67	0.71	0,29	41
Асканія- Нова	0,75	0,63	0,21	33	0,71	0,67	0,24	36	0,70	0.68	0,26	38
Примітка. 5 - пряма сонячна радіація; 2 - загальне послаблення прямої
сонячної радіації; Аг — аерозольне послаблення прямої сонячної радіації.
вологи в атмосфері збільшується роль послаблення
водяною парою |199]. Влітку зі збільшенням запи-
лення роль антропогенної складової зростає і досягає
27 - 51 % [94[.
Особливістю добового ходу коефіцієнта прозорості
48
Таблиця 3. Т.6
Вклад (%) аерозольна складової у загальне послаблення сонячна
радіації за різні періоди
Станція	Період	1	IV	VII	X
Полтава	1955-1970	29,1	49,4	36,6	29,6
	1971-1985	30,6	50,1	44,1	29,9
	1986-1995	31,2	51.5	51,0	36,3
Одеса	1955-1970	33,2	41,1	49.4	29,6
	1971-1985	35,9	40,9	49.0	30,4
	1986-1995	37,0	42,2	49,9	30,2
Болград	1955-1970	27.1	27,6	38,5	28.8
	1971-1985	31,0	31,8	39,0	29,0
	1986-1995	33,0	41.1	40,4	31,5
Аскангя-Нова	1955-1970	24,4	36,1	39,9	29,0
	1971-1985	26.2	36,9	40.8	31.3
	1986-1995	28,2	39,4	41,6	31,8
є його збільшення вранці та ввечері (0,72 - 0,74) га
зменшення (до 0,70) у полудень та години, близькі до
нього, шо співпадає з добовим ходом вологості, а та-
кож зростанням запилення внаслідок інтенсифікації
процесів турбулентного обміну (табл. 3.1.7).
Таблиця 3.1.7
Добовий хід коефіцієнта прозорості. Липень
Строк спостережень, год, хв	Бориспіль	Одеса
6 30	0,74	0,72
9 30	0,72	0,70
1230	0,69	0,69
1530	0,72	0,70
1830	0,73	0.72
Амплітуда добового ходу коефіцієнта прозорості
досить значна у північних та центральних районах
(7-8 %); у південних районах вона зменшується до
2 - 5 % завдяки збільшенню вранці та ввечері кон-
денсаційної мутності.
Основною закономірністю просторово-часовою роз-
поділу інтегрального фактора мутності є його міні-
мальні значення взимку (2.60 - 2,80) і максимальні
влітку (4,00 - 4,50). У районах підвищеного антропоген-
ного впливу фактор мутності значно більший, ніж на
([хінових станціях, особливо взимку, коли зростає рать
забруднення міської атмосфери. Фактор мутності в Ас-
канії-Новій,
яка є фоно-
вою віднос-
но Херсона,
співпадає зі
значеннями
на примор-
ській станції
Карадаг. У
Херсоні цей
показник у
всі місяці
більший.
Таблиця. 3.1.8
Фактор мутності та його складові
Станція	1			IV			VII			X		
	фактор											
	мут- ності	ВОЛОГОЇ мут- ності	іеро зольної мут- ності	мут- ності	вологої мут- ності	аеро- зольної мут- ності	мут- ності	ВОЛОГОЇ мут- ності	аеро- зольної мут- ності	мут- ності	ВОЛОГОЇ мут- ності	аеро- зольної мут- ності
Одеса	3.09	0,88	1,21	3,75	1,02	1.73	4,22	1.26	1,96	3,46	1.11	1,35
Болград	2,83	0.80	1,03	3,63	1,04	1,59	4.08	1,28	1,80	3,21	0,99	1,22
Херсон	2,78	0.79	1,04	3,44	0,89	1,55	4,04	1,15	1.94	3.26	1,05	1,16
Асканія-Ноеа	2,60	0,80	0.80	3,36	0,96	1,40	3,78	1,13	1.65	3 01	0,96	1.05
Розподіл прозорості атмосфери за сезонами розг-
лянуто за допомогою фактора мутно/ті та його
складових:
Т=1+\У+К',	(3.1.1)
де перший член, рівний І, означає мутність ідеаль-
ної атмосфери, у якій послаблення радіації зумовле-
но лише релеєвським розсіянням; М - фактор воло-
гої мутності; К' - фактор аерозольної мутності.
Взимку відмічається мінімальна мутність атмосфе-
ри (табл. 3.1.8). Фактор вологої мутності змінюється
незначно (0,79 - 0,88), а фактор аерозольної мутності
- досить помітно. Його значення у Херсоні на 27 %
перевищують аналогічні показники в Асканії-Новій.
Навесні з посиленням турбулентності відбувається
збільшення запиленості і фактор мутності та його
складові зростають на 18 - 23 %. У літні місяці фак-
тор мутності досягає максимуму, збільшуючись
порівняно із зимою у 1,5 рази. Фактор вологої мут-
ності у містах та на фонових станціях майже не
відрізняється (1,15 - 1.26), фактор аерозольної мут-
ності змінюється значно більше (1,65 - 1,95).
Максимум аерозольної мутності припадає на чер-
вень-липень. Від літа до осені відбувається поступове
підвищення прозорості у зв’язку з помітним змен-
шенням вологи в атмосфері та різким зниженням ае-
розольної мутності. Осінь займає проміжне положен-
ня. Фактор мутності восени становить 3,01 - 3,78, а
його аерозольна складова зменшується на 60 - 70 %.
Оскільки середні значення коефіцієнта прозорості
та фактора мутності вказують лише на загальну тен-
денцію змін прозорості атмосфери, то для розкриття
особливостей їх просторово-часової структури розг-
лянуто повторюваність коефіцієнта прозорості у
різних межах [3, 4|.
Весь діапазон змін прозорості за 1955 - 1970 рр.,
1971 - 1985 рр.,1986 - 1995 рр. розділено на п’ять гра-
дацій: низька (коефіцієнт прозорості менше 0,625,
фактор мутності більше 4,72), знижена (відповідно
0,625 - 0,699 та 4,72 - 3,61), нормальна (відповідно
0,700 - 0,764 та 3.62 - 2,66). підвищена (відповідно,
0,765 - 0,804 та 2,65 - 2,18), висока (коефіцієнт про-
зорості більше 0,804, фактор мутності більше 2,18).
Період 1955 - 1970 рр. характеризується незначною
повторюваністю низької прозорості у районах різно-
го антропогенного навантаження і значною повто-
рюваністю підвищеної прозорості (19,8 - 24,3 %). Ви-
сока прозорість спостерігалась у 1,6 - 7,0 % .
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
49
На більшості станцій максимум повторюваності
коефіцієнта прозорості у всі періоди співпадає з нор-
мальною прозорістю, за винятком Одеси, де у 1971 -
1985 рр. та 1986 - 1995 рр. найбільше число випадків
відповідає зниженій прозорості (табл. 3.1.9).
У 1971 - 1985 рр. значно збільшилась повторю-
ваність низької та зниженої прозорості. Відбулося
зниження прозорості атмосфери. В Одесі повторю-
ваність низької прозорості збільшилась від 4 % у
1955 - 1970 рр. до 13 % у 1986 - 1995 рр., тобто
втричі, а зниженої — у 1.3 раза. Нормальна про-
зорість зменшилась на 8 %, підвищена — на 16,5 %.
У 1986 - 1995 рр. мало місце подальше зниження,
збільшується повторюваність низької прозорості (Ас-
канія-Нова - 8,3 %, Одеса - 13,3 %). У 1971 - 1995 рр.
висока прозорість не спостерігалась.
Лінійна апроксимація часових рядів середніх за рік
полуденних значень фактора мутності для Одеси і
Болграда виявляє чітку тенденцію зростання (рис.
3.1.6). У 1955 - 1970 рр. переважають додатні його
відхилення від середнього значення за весь період; у
1983 - 1985 рр. ці відхилення від’ємні.
Для виявлення антропогенного впливу на характе-
ристики прозорості розглянуто її зміни за окремі роки
у гірських районах, де вона визначається переважно
природними факторами. Шляхом аналізу рядів прямої
радіації за умов ясного неба та коефіцієнта прозорості
на станціях Берегове та Міжгір’я (Українські Карпати),
оцінено динаміку прозорості у 1955 - 1995 рр. В Ук-
раїнських Карпатах (Міжгір'я), навпаки, в останні ро-
ки не спостерігається зростання повторюваності висо-
кої прозорості. Крім того, у гірських районах відбу-
вається вирівнювання річної амплітуди коефіцієнта
прозорості, його значення у зимові та літні місяці
відрізняються значно менше, ніж на рівнині |4|.
Таблиця 3.1.9
Повторюваність (%) інтегрального коефіцієнта прозорості та
фактора мутності за різні періоди
Станція	Прозорість	Коефіці- єнт про- зорості	Фак- тор мут- ності	1955- 1970	1971- 1985	1986- 1995
Одеса Болград Херсон Асканія- Нова	Низька	<0,625	>4,72	4,2 2,0 1,7	12,5 7,1 6,8 2,1	13,3 12,5 16,0 8.2
Одеса Болград Херсон Асканія- Нова	Знижена	0,625- 0.699	4,72- 3,62	34,0 31.4 26,5 17,4	48,2 36,6 38,4 20,6	51,7 32,1 34,0 30,6
Одеса Болград Херсон Асканія- Нова	Нормальна	0,700- 0,764	3,61- 2,65	39,6 45,2 53,9 49,6	34,8 49.2 46,6 58,7	31.7 44,8 42,0 38,8
Одеса Болград Херсон Асканія- Нова	Підвищена	0,765- 0,804	2,66- 2,18	19,8 19,8 17,6 24,3	4,5 7.1 8,2 1.6	3,3 10.8 8.0 22,4
Одеса Болград Херсон Асканія- Нова	Висока	>0,804	<2,18	2,4 1.6 2.0 7.0		
Отже, загальне послаблення прямої сонячної
радіації за період 1955 - 1995 рр. зростало переважно
внаслідок збільшення аерозольної складової; її вклад у
загальне послаблення у містах більший, ніж на фоно-
вих станціях. У багаторічному ході прозорості атмос-
фери в Україні помітно виражена тенденція зниження.
3.1.3.	Розсіяна сонячна радіація
Сонячна радіація, шо розсіюється в атмосфері і
надходить на земну поверхню з усіх точок небосхи-
лу, є розсіяною радіацією. Надходження її залежить
від висоти Сонця, тривалості дня, хмарності і прозо-
рості атмосфери.
За умов ясного неба місячні і добові суми розсіяної
сонячної радіації майже не залежать від широти і
становлять 20 - 25 % річної суми сумарної радіації.
Річний хід розсіяної радіації визначається особли-
востями зміни прозорості атмосфери і альбедо
підстильної поверхні. Найбільше її зростання спос-
терігається від весни до літа. У березні розсіяна раді-
ація зростає на ЗО - 45 %. Максимум її відмічається
влітку, кали висота Сонця найбільша. Зменшення
сум розсіяної радіації восени відбувається нерівно-
мірно. На початку осені скорочення її суми відбу-
вається повільніше, ніж у кінці сезону.
Добові суми розсіяної сонячної радіації протягом
року, за винятком листопада - січня, менші, ніж за
умов хмарності (у зазначені місяці дещо більші).У
червні вони за ясної погоди в 1,3 - 1,8 рази менші,
ніж за хмарної. На більшості території добові суми
збільшуються від грудня до червня у 3 - 5 разів, а на
півдні і в Криму - у 1,8 - 2.2 рази.
Потік розсіяної радіації за безхмарної погоди має
добовий хід з максимумом у близькополуденні годи-
ни, зумовлений змінами висоти Сонця протягом
дня. У деяких випадках денний хід розсіяної соняч-
ної радіації асимелричний відносно полудня. Так, у
Покошичах післяполуденні значення більші за допо-
луденні на 4 %, а в Полтаві дополуденні суми на 2 %,
50
у Велико-Анадолі на 4 % вищі за післяполуденні. Та-
кий розподіл визначається різним розвитком інтен-
сивності турбулентного перемішування, що призво-
дить до зміни прозорості атмосфери.
За середніх умов хмарності місячні суми розсіяної
радіації змінюються плавно, згідно річного ходу висо-
ти Сонця і тривалості світлої частини доби, з мініму-
мом у грудні і максимумом у червні-липні. Аналогічно
змінюється співвідношення розсіяної радіації до су-
марної (табл.3.1.10). Взимку спостерігаються найменші
значення розсіяної сонячної радіації: від 180 МДж/м2
на північному заході до 285 МДж/м2 у Криму', шо ста-
новить 10 - 13 % річної суми. Мінімальні значення
відмічаються у ірудні (41 - 77 МДж/м2). У січні почи-
нається істотне збільшення розсіяної радіації, яке зу-
мовлюється місцевими особливостями режиму хмар-
ності і на переважній більшості території змінюється
від 25 до 50 % і тільки у Криму становить 17 - 18 %.
Розсіяна радіація найбільше (на 60 - 70 %) зростає від
січня до лютого, шо пов'язано зі зменшенням хмар-
ності та збільшенням висоти Сонця і тривалості дня.
Весною істотне збільшення розсіяної сонячної радіації
зумовлюється не тільки зростанням висоти Сонця і три-
валості дня, а й змінами характеру хмарності. Послаб-
лення циклонічної діяльності призводить до переходу
від шаруватої хмарності до купчастої, а тому на розподіл
розсіяної радіації значною мірою впливають місцеві
особливості режиму хмарності. Суми розсіяної радіації
змінюються від 680 МДж/м! до 725 МДж/м2, з мініму-
мом на північному заході (Ковель — 611 МДж/м2).
Порівняно з зимою розсіяна радіація зростає втричі.
Істотний прибуток (на 37 - 44 %) розсіяної радіації
відбувається від лютого до березня, найбільший він на
північному заході (Ковель — майже 50 %), кали суми
становлять 160-190 МДж/м2. У квітні порівняно з бе-
резнем суми розсіяної радіації зростають значно мен-
ше - на 18 - 25 % (195 - 243 мДж/м2), а в травні вони
Таблиця 3.1.10
Відношення (%) місячної суми розсіяної радіації до сумарної за
середніх умов хмарності
Станція	1	II	III	IV	V	VI	V"	VIII	IX	X	XI	XII	РІК
Покошичі	72	67	62	53	50	48	51	49	52	59	72	84	54
Конотоп	74	65	58	56	51	47	49	49	50	57	70	75	53
Ковель	68	69	58	56	49	48	51	48	52	58	67	79	53
Баришівка	67	69	60	55	49	45	49	47	48	57	68	76	52
Бориспіль	71	69	58	53	49	46	46	46	49	54	70	79	51
Нова Ушиця	76	75	65	60	54	52	52	48	50	56	73	82	56
Полтава	63	59	59	49	44	40	40	41	40	51	66	74	46
Велико- Анадоль	64	70	65	57	49	45	43	41	43	49	67	83	50
Міжгір'я	69	65	60	64	62	60	59	55	59	59	80	77	61
Берегове	73	68	56	55	50	50	52	48	49	50	72	81	53
Одеса	66	62	56	49	42	37	36	38	38	48	66	67	47
Болград	62	62	55	49	44	41	36	42	41	43	60	66	46
Херсон	65	66	56	52	47	43	42	39	41	48	66	70	47
Асканія-Нова	66	66	57	53	44	41	42	40	41	47	64	69	47
Євпаторія	62	65	52	46	45	37	35	35	38	43	58	70	43
Карадаг	62	60	54	48	42	36	33	34	34	43	56	56	42
Нікітський Сад	58	58	52	47	45	36	35	34	37	44	54	59	42
на 14 - 23 % виші, ніж у квітні (255 - 300 МДж/м2).
Влітку суми розсіяної радіації досягають макси-
мальних значень - від 865 МДж/м2 на північному за-
ході до 742 МДж/м2 на узбережжях морів. Розподіл
розсіяної радіації у південному Степу і в Криму зу-
мовлюється розвитком бризової циркуляції. На узбе-
режжі утворюється вузька смуга зменшеної хмар-
ності, яка визначає зниження розсіяної радіації (Оде-
са - 744 МДж/м2, Карадаг - 745 МДж/м2, Нікітський
Сад — 742 МДж/м2). На невеликах відстанях від узбе-
режжя, де вплив бризу припиняється, виникають умо-
ви розвитку хмарності, які сприяють збільшенню
розсіяної радіації (Болград ~ 837 МДж/м2, Херсон —
825 МДж/м2). На Закарпатській низовині вона зрос-
тає (Берегове — 885 МДж/м2) внаслідок збільшення
хмарності. У літній сезон розсіяна радіація становить
34 - 41 % річної суми. Протягом перших двох місяців
їх суми мало відрізняються. У серпні зменшення ви-
соти Сонця і тривалості дня призводить до помітно-
го (на II - 17 %) зниження розсіяної радіації.
Восени надходження розсіяної сонячної радіації
істотно зменшується внаслідок зменшення висоти
Сонця і тривалості дня, а також посилення цик-
лонічної діяльності, шо сприяє збільшенню хмар-
ності. За цих умов місцеві особливості не відіграють
помітної ролі у формуванні режиму хмарності і со-
нячної радіації. Суми розсіяної радіації змінюються
від 314 МДж/м2 на північному заході до 444 МДж/м2
у західному Криму. На початку осені, від вересня до
жовтня, вона знижується повільніше (на 25 - 28 % на
півночі, 21 - 23 % на півдні і 17 % у західному Кри-
му), ніж з наближенням до зими (47 - 53 % на
півночі, 33 - 38 % на півдні і у Криму). Порівняно з
весною її значення восени удвічі менші.
За середніх умов хмарності частка розсіяної соняч-
ної радіації у річній сумі сумарної радіації становить
53 - 56 % на заході та півночі, близько 50 % на сході,
45 - 47 % на півдні і 42 - 43 % у Криму. Річні суми
розсіяної радіації коливаються у межах 9-11 % і
змінюються від 1870 МДж/м2 на північному заході до
2245 МДж/м2 у Криму.
В окремі роки відбувається істотне коливання
розсіяної радіації. Річні суми розсіяної радіації ха-
рактеризуються середніми квадратичними відхилен-
нями 100 - 186 МДж/м2. У літні місяці коливання
місячних сум розсіяної радіації найбільше і середнє
квадратичне відхилення становить 20 - 36 МДж/м2, у
зимові місяці воно зменшуються до 8 - 12 МДж/м2.
Середні добові суми розсіяної радіації мають плав-
ний річний хід з мінімумом у грудні і максимумом у
гравні-липні (рис. 3.1.7). Найменші добові суми
розсіяної радіації (1,32 МДж/м2) спостерігаються у
грудні на північному заході, збільшуючись на півден-
ному заході до 2,22 МДж/м2 (Болград) і в Кримських
горах до 2,42 МДж/м2 (Карадаг ).
Максимальні добові суми розсіяної радіації спос-
терігаються у червні і становлять від 9 - 10 МДж/м2
на півночі, заході і сході, далі на південь зменшують-
ся до 8,50 МДж/м2 у центрі (Полтава), 8,75 МДж/м2
на морському узбережжі (Одеса) і 8,68 - 8,99 МДж/м2
у Криму (Нікітський Сад і Карадаг). У південному
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
51
Степу на відстанях, де вплив бризової циркуляції при-
пиняється і розвивається конвективна хмарність,
розсіяна радіація збільшується (Болград — 9,69
МДж/м', Асканія-Нова - 9,37 МДж/м2), а також на
Закарпатській низовині (Берегове - 10,27 МДж/м2)
внаслідок збільшення хмарності. У Криму максимум
розсіяної радіації припадає на травень (Євпаторія —
9,65 МДж/м’, Карадаг 8,99 МДж/м’).
Зазвичай у першу половину дня надходить на 2 - 9 %
розсіяної радіації більше, ніж у другу. Виняток ста-
новлять Закарпатська низовина та Українські Карпа-
ти, де спостерігається збільшення розсіяної радіації
після полудня на 1 - 3 %. У Криму асиметрія у роз-
поділі до- і післяполуденних сум сонячної радіації не
спостерігається.
За результатами просторово-часового розподілу
визначено, шо суми розсіяної радіації збільшуються
від зими до літа у 3 - 4 рази. Істотно змінюються до-
бові суми розсіяної радіації протягом року. На
півночі від грудня до червня розсіяна радіація зрос-
тає у 6 - 7 разів, у центрі - у 5 - 6 разів, на півдні і в
Криму - у 3,5 - 5 разів.
3.1.4	Сумарна сонячна радіація
Сумарна сонячна радіація, шо досягає земної по-
верхні, складається з двох потоків: прямої (на гори-
зонтальну поверхню) і розсіяної радіації. Надходжен-
ня її залежить від висоти Сонця, тривалості дня,
хмарності і прозорості атмосфери.
За умов ясного неба місячні і добові суми сумарної
радіації протягом року характеризуються широтним
розподілом на території. Особливо це проявляється
взимку: у грудні-січні різниця між північчю і півднем
становить 58 - 60 %, а в червні-липні — не переви-
щує 3 %.
У річному ході найбільше зростання сумарної
радіації спостерігається від зими до весни. У березні
сумарна радіація збільшується порівняно з лютим від
44 - 48 % на півночі до 38 - 40 % у південному Степу
і Криму. Найістотніше зменшення (на 35 - 45 %) су-
марної сонячної радіації спостерігається від жовтня
до листопада і зумовлено зменшенням прямої
радіації. Добові суми сумарної радіації більші, ніж за
умов хмарності: у грудні - у 2,0 - 2,7 рази, у червні
— у 1,2 - 1,4 рази. Добові суми збільшуються від груд-
ня до червня у 5 - 7 разів, а на півдні і в Криму — у
4-5 разів. За ясної погоди добовий і річний хід су-
марної радіації простий — з одним максимумом у
близькополуденні години протягом доби і максиму-
мом влітку протягом року.
За середніх умов хмарності у річному ході місячні
суми сумарної радіації змінюються відповідно до
річного ходу висоти Сонця і тривалості дня з мініму-
мом у грудні і максимумом у червні-липні |63|.
Зимою контрасти сумарної сонячної радіації, нез-
начні внаслідок однорідного розподілу хмарності.'Суми
сумарної радіації взимку змінюються від 255 МДж/м:
на північному заході до 450 МДж/м? у Криму, шо
становить 7 - 9 % річної суми. Розподіл сумарної со-
нячної радіації, крім хмарності, визначається також
висотою Сонця і альбедо підстильної поверхні, шо
залежить від тривалості залягання снігового покриву.
Найбільші суми сумарної радіації спостерігаються у
Кримських горах (Карадаг - 456 МДж/м ). де змен-
шується хмарність і збільшується тривалість залягання
снігового покриву. Мінімальні суми сумарної радіації
у грудні відмічаються від 52 МДж/м; на північному за-
ході до 110 - 115 МДж/м*’ у Криму.У цьому місяці у
складі сумарної радіації переважає розсіяна, яка на
півночі, заході і сході дорівнює 80 - 85 %, а в півден-
ному Степу й Криму зменшується до 60 - 70 %. У січні
сумарна раліація зростає на 38 - 46 % на більшій час-
тині території і на 16 - 25 % - на узбережжях морів і
у Криму. Розсіяна радіація у її складі, навпаки, змен-
шується до 58 - 74 %. Це відбувається внаслідок змен-
шення хмарності і збільшення висоти Сонця і трива-
лості світлої частини доби. Сумарна радіація коливаєть-
ся від 80 МДж/м? на північному заході до 170 МДж/м!
52
у південному Степу і 185 МДж/м’ у західному Криму.
Максимум спостерігається у Кримських горах (Карадаг
— 195 МДж/м:).
Весною сумарна радіація різко зростає — від 1145
МДж/м2 на півночі до 1545 МДж/м’ на півдні. У цей
сезон розподіл сумарної радіації на території
складніший, ніж взимку. Найменші значення спос-
терігаються в Українських Карпатах (Міжгір'я - 1063
МДж/м2). Суми сумарної радіації збільшуються
порівняно із зимовим сезоном у 3 - 4 рази, в основ-
ному внаслідок приросту прямої радіації, а розсіяна
зменшується у її складі до 46 - 54 %. У долинах Ук-
раїнських Карпат внаслідок більшої хмарності у су-
марній радіації переважає розсіяна (Міжгір'я — 62 %).
Найбільший приріст (на 46 - 50 %) сумарної радіації
відбувається віл лютого до березня, коли її суми
зростають до 270 - 366 МДж/м2. Максимум приросту
сум спостерігається на північному заході (Ковель —
56 %), а на сході сумарна радіація зростає найменше
(Велико-Аналоль — 42 %). У квітні зростання сумар-
ної радіації уповільнюється до ТІ - 34 % (350 - 513
МДж/м2), найменше - на північному заході (Ковель
-21 %) і в Українських Карпатах (Міжгір'я — 24 %).
Травень характеризується майже таким додатком су-
марної радіани, як і за попередній місяць, - на 26 -
32 % (517 - 665 МДж/м2). Найменший він в Ук-
раїнських Карпатах (Міжгір'я — 21 %), у західному
Криму (Євпаторія — 23 %} і на Південному березі
Криму' (Нікітський Сад — 20 % ).
Влітку спостерігаються максимальні значення су-
марної радіації, які коливаються від 1568 МДж/м’ на
північному заході до 2210 МДж/м2 у західному Кри-
му. Мінімальні суми сумарної радіації внаслідок
збільшення хмарності відмічаються в Українських
Карпатах (Міжгір'я - 1331 МДж/м’). У прибережній
зоні і у Криму на надходження сумарної радіації, як
було зазначено, впливає бризова циркуляція, яка
сприяє формуванню підвищених значень сумарної
радіації (2035 - 2210 МДж/м2) внаслідок значного
надходження прямої радіації та зниження у її складі
розсіяної на 5 - 6 %. На відстанях, не підвладних
морському бризу, розвиток конвективної хмарності
призводить до зменшення на 3 - 10 % сумарної
радіації відносно узбережжя.
Влітку на розподіл сумарної радіації значною
мірою впливають фізико-географічні особливості
територій. Значні неоднорідності підстильної по-
верхні (моря і гори), різний ступінь лісистості, на-
явність річкових заплав, боліт, луків, що чергують-
ся з масивами сільськогосподарських угідь, призво-
дить до істотних термічних контрастів, що спричи-
нюють розвиток місцевої хмарності. Великі промис-
лові центри сприяють формуванню осередків по-
мутніння атмосфери. Ці чинники зумовлюють поя-
ву осередків підвищеної і зниженої суми сумарної
радіації. Характерний для значної частини території
антициклонічний тип погоди збільшує строкатість
розподілу сумарної радіації. Найбільші суми спос-
терігаються у червні-липні (542 - 766 МДж/м2), які
майже повсюдно у 10 - 11 разів перевищують зна-
чення у грудні, на півдні і у Криму - в 6 - 8 разів
внаслідок збільшення грудневих сум, а в Українсь-
ких Карпатах — у 6 разів через зниження літніх сум
завдяки підвищенню повторюваності хмарної пого-
ди.
Восени надходження сумарної сонячної радіації
істотно зменшується завдяки зменшенню висоти
Сонця і тривалості дня, а також посиленню цик-
лонічної діяльності, що сприяє збільшенню хмар-
ності. За них умов місцеві особливості не відіграють
помітної ролі у формуванні режиму хмарності і со-
нячної радіації.
Восени сумарна радіація змінюється у широких
межах (до 40 %) від 560 МДж/м2 на північному заході
до 1030 МДж/м2 на західному узбережжі Криму.
Найменші її суми у цей сезон в Українських Карпа-
тах (Міжгір'я — 554 МДж/м2), шо у 1.4 рази менше,
порівняно із Закарпатською низовиною (Берегове -
768 МДж/м2). Рівномірний розподіл хмарності на те-
риторії зумовлює зміни сум сумарної радіації,
близькі до широтних. Початок осені (вересень) ха-
рактеризується зменшенням сум на 25 - 38 %
порівняно із серпнем, від вересня до жовтня вона
скорочується на 30 - 46 %, а найбільше послаблення
спостерігається у листопаді (54 - 62 %). коли вона
удвічі-утричі менша, ніж у жовтні. Восени сумарна
радіація удвічі менша весняних сум.
Розподіл сум сумарної радіації за рік на більшій
частині території України наближається до широтно-
го (рис. 3.1.8). Деяка тенденція до їх зростання
відмічається у східних областях. Широтний розподіл
сумарної радіації порушується внаслідок особливос-
тей режиму хмарності окремих регіонів у теплий
період року. Річні суми сумарної радіації коливають-
ся у межах 16 - 24 % і становлять 3500 МДж/м2 на
північному заході і 5200 МДж/м2 на західному узбе-
режжі Криму. Найменші значення спостерігаються в
Українських Карпатах (Міжгір'я — 3276 МДж/м2), шо
зумовлюється послабленням сумарної радіації у літні
місяці, коли в Українських Карпатах інтенсивно роз-
вивається хмарність. Відхилення від зонального роз-
поділу спостерігається на північному заході, у
південному Степу й Криму.
Істотне коливання сумарної радіації відбувається в
окремі роки. Дія річної суми сумарної радіації се-
реднє квадратичне відхиленнями коливається у ме-
жах 180 - 430 МДж/м2, у літні місяці воно у 2,5 - 4,7
рази перевищує значення розсіяної і варіює від 40 до
100 МДж/м2.
Максимальні добові суми сумарної радіації (20,5 -
25,5 МДж/м2) відмічаються у червні і лише на сході (Ве-
лико-Анадоль) і у Криму (Карадаг і Нікітський Сад) —
у серпні (рис. 3.1.9). Вплив неоднорідності підстильної
поверхні і термічні контрасти, що спричинюють розви-
ток місцевої хмарності, зумовлює строкатість у роз-
поділі добових сум сумарної радіації. Найменші вони на
північному заході й заході (18 МДж/м2), особливо в Ук-
раїнських Карпатах (Міжгір'я — 15,14 МДж/м2), а
найбільші - на півдні і західному узбережжі Криму
(Євпаторія — 25,54 МДж/м2).
Зазвичай у першу половину дня надходить на 2 -
12 % сумарної радіації більше, ніж у другу. У Криму
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
53
розподіл сонячної радіації симетричний відносно по-
лудня. Зміни добових сум сумарної радіації досить
значні. У літні місяці максимальні добові суми пере-
вищують середні удвічі. Середнє квадратичне відхи-
лення добових сум сумарної радіації у липні стано-
вить 4,64 - 6,34 МДж/м:. Зимою (січень) воно змен-
шується до 1,6 - 2,5 МДж/м'.
За період 1961 - 1990 рр. коливання розсіяної радіації
значно менші, ніж сумарної, внаслідок великої мінли-
вості прямої сонячної радіації. Оскільки суми окремих
потоків короткохвильової радіації за часові інтервали
(доба, місяць, рік) отримані за умов різної висоти Сон-
ця і маси атмосфери, доцільно для виявлення зміїї в
окремі роки, що відбуваються протягом тривалого
періоду, використовувати дані вимірів енергетичної
освітленості (інтенсивність) протягом червня за строк
Рис. 3.1.9. Річний хід добової сумарної радіації (МДж/м2).
54
12 гол ЗО хв, коли надходження сонячної радіації най-
менше викривлюється внаслідок астрономічного фак-
тора. Для цього необхідно порівнювати потоки корот-
кохвильової радіації за умов ясного неба і для середніх
умов хмарності. Зміни цих потоків, що відбулися за
30-річчя (1961 - 1990 рр ), характеризувалися за дани-
ми спостережень станцій, розташованих на півдні і
центрі країни, де повторюваність ясної погоди переви-
щує 70 % (рис. 3.1.10). У ході сумарної радіації знач-
ною мірою виявляється флуктуація її складових (пря-
мої і розсіяної радіації), які мають протилежні знаки.
В Одесі сумарна радіація за ясної погоди коливається
значно менше, ніж за умов середньої хмарності, коли
відбулось її зменшення у 80-х роках відносно 60-років.
У ході прямої радіації спостерігалось її зниження за
весь розглянутий період, але у хмарну погоду вона
більша, ніж у ясну. Розсіяна радіація характеризува-
лась поступовим зростанням як у хмарну, так і в безх-
марну погоду. У Полтаві зміни сумарної радіації у бік
зниження відбувалися за хмарної погоди через посту-
пове зменшення прямої радіації при тому, що розсіяна
радіація відзначалась стабільністю. У Асканії-Новій,
розташованій у південному Степу і віддаленій від ве-
ликих промислових центрів, сумарна радіація помітно
зменшувалась, особливо у хмарну погоду, внаслідок
поступового зниження прямої радіації за умов
незмінного ходу розсіяної. За той же період у Болграді
сумарна радіація за умов ясного неба збільшувалась, а
в хмарну погоду майже не зазнала змін, як і розсіяна
радіація. Пряма радіація у 80-х роках дешо зменшува-
лась у хмарну погоду відносно двох попередніх деся-
тиріч (60-70-і роки). Зміна інтенсивності короткох-
вильової сонячної радіації, особливо прямої, узгод-
жується із скороченням тривалості сонячного сяйва
влітку (червень) в Одесі на 2,3 % і в Асканії-Новій на
3,6 %.
Зменшення та коливання енергетичної освітле-
ності (інтенсивність) потоків короткохвильової
радіації більше проявляється у хмарну погоду і
свідчить про значну залежність надходження потоків
сонячної радіації від циркуляційних процесів.
У результаті просторово-часового розподілу вияв-
лено, що суми сумарної радіації від зими до літа
збільшуються у 5 - 6 разів. Істотно змінюються до-
бові суми сумарної сонячної радіації віл грудня до
червня і підвищуються у 9 - 11,5 рази на переважній
частині території і в 6,5 - 8 разів на півдні, у Криму
і в Українських Карпатах.
Рис. 3.1.10. Інтенсивність прямої (5), розсіяної (О) і сумарної (О) сонячної радіації (кВт/м2) за ясного та
похмурого неба за окремі роки.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
55
3.1.5.	Альбедо підстильної поверхні і
поглинута короткохвильова радіація
Альбедо характеризує відбивну спроможність
підстильної поверхні і визначається процентним
відношенням відбитої сонячної радіації до сумарної.
Для більшості видів підстильної поверхні збіль-
шення висоти Сонця зумовлює зменшення альбедо.
Зміна висоти Сонця від Ю до 600 призводить до
падіння альбедо сухого суглинистого грунту з 23 до
17 %, те ж властиве альбедо листяного лісу [117).
Протягом року альбедо відзначається стабільністю у
теплий період року і значною мінливістю у холодний.
У зимовий сезон альбедо великих територій істотно
залежить від тривалості залягання та стійкості сніго-
вого покриву і коливається у широких межах |117].
Число ДНІВ зі
сніговим по*- ЗО 28 26 24 22 20 15 10 5	0
ривом
Альбедо (%)
підстильної 65 58 51 45 41 38 ЗО 26 21 18
поверхні
Такий розподіл зумовлюється змінами погоди хо-
лодного періоду, нестійким сніговим покривом,
який під час відлиг іноді повністю сходить. За таких
умов середні добові значення альбедо коливаються
від 7 до 89 %. Середні місячні значення альбедо заз-
вичай не характеризують радіаційні властивості
підстильної поверхні.
У січні вони змінюються від 73 % на півночі до 32 %
на півдні і 22 % у Криму (рис.3.1.11). Найменше альбедо
у грудні внаслідок нестійкості снігового покриву стано-
вить 64 % на півночі, зменшуючись до 22 % на півдні
і у Криму.
Протягом теплого період}' середні місячні значен-
ня альбедо коливаються від 19 - 23 % на півночі до
17 - 20 % у південному Степу і Криму (рис.3.1.12 ).
Найменше воно на сході 14 - 16 % (Велико-Ана-
доль). Стійкість альбедо теплого періоду формується
внаслідок зменшення хмарності, зволоження грунту,
стану трав'яного покриву, а також середніх добових
значень, що змінюються від 16 до 26 % і т. ін.
Альбедо характеризується значною мікрокліматич-
ною мінливістю, однак, не зважаючи на широкий
діапазон зміни альбедо різних ділянок земної по-
верхні. кожній природній зоні властивий свій роз-
поділ альбедо, а також середнє і найбільш ймовірне
його значення. З травня до жовтня альбедо Полісся
коливається у межах 17 - 23 % через різноманітність
його показників для окремих типів підстильної по-
верхні. Особливо відрізняються значення альбедо на
Поліссі і в Українських Карпатах, що зумовлюється
різним ступенем лісистості. У Степу атьбедо змінюєть-
ся найменше (17-20 %). що пов'язано з відсутністю
лісових масивів і одноріднішою підстильною поверх-
нею. За рік середнє атьбедо на півночі, заході і центрі
становить 23 - 28 %, на півдні і у Криму 17 - 21 %.
Денний хід атьбедо холодного періоду різко
відрізняється від денного ходу теплого періоду. У хо-
лодний період року максиматьні значення альбедо
спостерігаються у ранкові години, зменшуючись
56
протягом дня до мінімуму ввечері. Такий хід альбедо
зумовлений змінами стану підстильної поверхні, шо
відбуваються протягом дня: танення снігу, утворення
вранці інею і паморозі та зникнення їх вдень. У теп-
лий період мінімальні значення альбедо відмічають-
ся близько полудня. Зменшення висоти Сонця приз-
водить до зростання альбедо і для висоти 5-10” до-
сягає максимальних значень. Подальше зниження
висоти Сонця спричинює незначне зменшення аль-
бедо. Денний хід альбедо трав'яного покриву зумов-
люється змінами спектрального складу сумарної
радіації і кута падіння сонячних променів, а також
співвідношенням між прямою і розсіяною радіацією
і відношенням цих складових до сумарної радіації,
яке залежить від висоти Сонця, хмарності і ступеня
замутніння атмосфери |61, 63, 117]. Залежність аль-
бедо від висоти Сонця визначається співвідношен-
ням розсіяної радіації до сумарної і має нелінійний
характер. Зростання частки розсіяної радіації у су-
марному потоці призволить до зменшення альбедо
для фіксованої висоти Сонця, а її зниження посилює
цей ефект.
Протягом року альбедо має чітко виражений добо-
вий хід. Взимку амплітуда альбедо найбільша і у лю-
тому досягає максимальних значень (II %). Мініма-
льна амплітуда добового ходу альбедо спостерігаєть-
ся у квітні, коли після сходження снігового покриву
підстильна поверхня являє собою оголений грунт,
часто перезволожений. Добовий хід альбедо такої по-
верхні проявляється слабше, ніж трав'яного покриву.
У травні-серпні для розвинутого трав’яного покриву
амплітуда лобового ходу альбедо залишається майже
Рис. 3.1.13. Альбедо (%) підстильної поверхні за
окремі роки.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
57
незмінною і у середньому дорівнює 7 %. Зменшення
висоти Сонця у вересні-жовтні призводить до по-
дальшого зниження альбедо на 5 %.
За період 1961 - 1990 рр. зміни альбедо з року в рік
за природними зонами відзначаються великою
мінливістю взимку (січень) і відображають варіації
умов, які впливають на його коливання, а літня (ли-
пень) стабільність альбедо є результатом його
незмінності у теплий період (рис. 3.1.13). Зазначимо,
шо у Полтаві простежується зменшення альбедо
взимку і деяке збільшення влітку, це може бути
пов'язано з наростанням тривалості сонячного сяйва
понад 15 % у січні і його скороченням близько 2 % у
липні відносно попереднього періоду спостережень.
Поглинута радіація, або баланс короткохвильової
радіації мас чітко виражений річний хід. Найбільші
зміни поглинутої радіації (від 87 МДж/м2 на північно-
му сході до 270 МДж/м2 на півдні і 362 МДж/м2 у Кри-
му) спостерігаються у зимові місяці внаслідок коли-
вання альбедо підстильної поверхні. У січні поглину-
та радіація на півночі у 4 - 4,7 рази менша, ніж на
півдні, шо зумовлюється зменшенням альбедо та
збільшенням сумарної радіації у південному напрямі.
Найменший батане короткохвильової радіації у грудні
зумовлений мінімумом сумарної радіації і змінюється
від 20 МДж/м’ на північному сході до 93 МДж/м’ у
Криму. У лютому істотне збільшення сумарної радіа-
ції призводить до зміни балансу короткохвильової ра-
діації від 42 - 50 % на півночі до 28 - ЗО % у південно-
му Степу і Криму. Найбільша тривалість поглинутої
радіації завдяки скороченню хмарності і альбедо під-
стильної поверхні спостерігається в Українських Кар-
патах (Міжгір'я - 65 %).
Весною поглинута радіація зростає зі збільшенням
сумарної радіації та зменшенням альбедо і змінюється
від 870 МДж/м! на північному сході до 1160 МДж/м2 у
південному Степу і в Криму. Максимум балансу ко-
роткохвильової радіації спостерігається у Кримських
горах (Карадаг — 1249,9 МДж/м’), а мінімум в Ук-
раїнських Карпатах (Міжгір'я - 851,5 МДж/м’).
Найбільше підвищення балансу короткохвильової
радіації (у 2 - 3 рази) відбувається від лютого до берез-
ня. У подальшому зростання поглинутої радіації
уповільнюється від березня до лютого у 1,4 - 2,5 рази,
а від квітня до травня у 1,3 - 1,5 рази, найменше — в
Українських Карпатах (Міжгір'я - у 1,2 рази)
внаслідок збільшення хмарності.
Влітку поглинута радіація досягає найбільших зна-
чень з максимумом у червні - липні, змінюючись від
1260 - 1275 МДж/м’ на північному заході і заході до
1690 - 1700 МДж/м2 на морському узбережжі. Макси-
мум балансу короткохвильової радіації відмічається у
Кримських горах (Карадаг - 1785 МДж/м2), а мінімум
- в Українських Карпатах (Міжгір'я —1034,7 МДж/м2).
Поглинута радіація у червні-липні на окремих станціях
залишається незмінною, а в серпні починає поступово
скорочуватися внаслідок втрат сумарної радіації у 1,1 -
1,2 рази.
Восени поглинута радіація зменшується до 445
МДж/м’ на північному заході і 730 МДж/м’ у Криму.
58
Максимальні значення балансу короткохвильової
радіації спостерігаються у Кримських горах (Карадаг
825 МДж/м2), а мінімальні - в Українських Карпатах
(Міжгір'я 419 МДж/м2). На початку осені зі змен-
шенням сумарної радіації поглинута радіація також
повільно зменшується — від серпня до вересня у 1,3
- 1,5 рази. З наближенням до зими, зі збільшенням
мінливості альбедо підстильної поверхні та зростан-
ням темпів падіння сумарної радіації, від вересня до
жовтня баланс короткохвильової радіації скорочуєть-
ся у 1,5 - 1,9 рази, а від жовтня до листопада — у 2 -
З рази. Восени поглинута радіація менша у 2,2 - 3 ра-
зи порівняно з весною.
Суми балансу короткохвильової радіації за рік
змінюються від 2360 МДж/м' на північному заході до
4240 МДж/м2 у Криму (рис.3.1.14).
Для більшої частини території напрям ізоліній
близький до широтного. Найбільші відхилення від
широтного розподілу виявляються на заході, в Ук-
раїнських Карпатах і у Криму, що зумовлюється, го-
ловним чином, змінами сумарної радіації.
Вплив альбедо підстильної поверхні і сумарної
радіації, шо визначаються значною строкатістю на
території, призводить до значного коливання балансу
короткохвильової радіації протягом різку. Найбільші
вони на північному сході, де максимальні літні зна-
чення поглинутої радіації у 24 рази перевищують
мінімальні грудневі. У напрямі північного заходу і
півдня ці коливання зменшуються у 15 - 16 разів, на
заході і в Українських Карпатах збільшуються у 11 -
12,5 рази, а в південному Степу і Криму - у 7 - 9 раз.
В окремі роки відхилення від середніх значень бува-
ють більшими на значній частині, що зумовлюється
коливанням у надходженні сумарної радіації і відбив-
ної спроможності діяльної поверхні.
3.1.6.	Ефективне випромінювання
Ефективне випромінювання визначається різни-
цею між випромінюванням земної поверхні та
зустрічним випромінюванням атмосфери. Основни-
ми чинниками, що зумовлюють розподіл ефективно-
го випромінювання, є особливості режиму хмар-
ності, температури і вологості приземного шару
повітря у різних природних зонах. Результатом
сумісного впливу цих чинників є амплітуда ефектив-
ного випромінювання. Особливо важливе у добово-
му ході також співвідношення між температурою
підстильної поверхні і повітря. Найбільш вивченими
є закономірності ефективного випромінювання і
зустрічного випромінювання, шо формуються за яс-
ного неба. За цієї умови ефективне випромінювання
має простий добовий хід з максимумом у близькопо-
луденні години і мінімумом перед сходом Сонця. У
нічні години, починаючи з часу заходу Сонця до його
сходу, зазвичай відбувається монотонне зменшення
ефективного випромінювання. Протягом ночі у се-
редньому воно зменшується на 10 - 15 %, що зумовле-
но змінами температури випромінювальної поверхні.
У безхмарні ясні ночі ефективне випромінювання ста-
новить І/З - 1/4 випромінювання земної поверхні, а в
хмарні - навіть змінює: знак на протилежний.
Розподіл ефективного випромінювання на тери-
торії не має чітко вираженого річного ходу внаслідок
його значної мінливості від місяця до місяця, що ко-
ливається у межах 50 - 90 %. У літні місяці вона май-
же вдвічі перевищує територіальні зміни поглинутої
радіації.
На річний і добовий хід ефективного випроміню-
вання істотно впливає хмарність. Однією з основних
причин зміни ефективного випромінювання протя-
гом року у хмарну погоду є відмінності у температур-
ному режимі підстильної поверхні і нижньої межі
хмарності (63, 117). Ефективне випромінювання
розрізняється залежно від форми хмар і ступеня зак-
ритості небосхилу. Вплив загальної хмарності на
ефективне випромінювання має нелінійний харак-
тер. За хмарності одного виду він визначається тем-
пературою і вологістю повітря. Співвідношення між
ефективним випромінюванням хмарного і безхмар-
ного неба має чітко виражений річний хід.
Зустрічне випромінювання хмарного неба більше
на 22 % ніж безхмарного. Найбільше його зростання
спостерігається за наявності шаруватих хмар, а най-
менше - пірчастих. Характер залежності ефективно-
го випромінювання від ступеня хмарності змінюєть-
ся для різного значення парціального тиску водяної
пари (для великої вологості залежність стає
лінійною). Особливо значні відмінності ефективного
випромінювання спостерігаються за умови мінливої
хмарності. На ефективне випромінювання впливає
погіршення видимості внаслідок таких атмосферних
явищ як туман та імла, які істотно зменшують його
значення у 3 - 4 рази. Задимленість поблизу земної
поверхні призводить до його коливання від 15 - 20 %
до 70 - 80 % порівняно з незадимленою ділянкою.
Взимку ефективне випромінювання відзначається
значною мінливістю і змінюється від 155 МДж/м2 на
північному сході до 240 МДж/м’ на півдні і в Криму.
Максимальні значення спостерігаються у Кримських
горах (Карадаг - 292 МДж/м ). На більшій частині
території вони дорівнюють 200 - 210 МДж/м2.
Весною ефективне випромінювання зростає порів-
няно із зимою у 1,8 - 2,6 рази і становить 360-465
МДж/м1 за сезон. Найбільші його значення спостеріга-
ються у Кримських горах (Карадаг — 520 МДж/м1), а
найменші — в Українських Карпатах (Міжгір'я — 350
МДж/м2). Розподіл ефективного випромінювання в ок-
ремі місяці істотно відрізняється від сезонного, особли-
во у центральних і південних районах. Послаблення
циклонічної діяльності і перехід від шаруватих хмар до
купчастих призводить до збільшення висоти нижньої
межі хмар і зростання ефективного випромінювання у
березні порівняно з лютим на 50 - 60 %.
Влітку ефективне випромінювання відзначається
найбільшою мінливістю і змінюється від 360 МДж/м2
на північному сході до 680 МДж/м2 у південному Сте-
пу, з максимумом у Кримських горах (Карадаг — 768
МДж/м2) і мінімумом в Українських Карпатах (Між-
гір'я — 349 МДж/м2). Влітку його мінливість підтверд-
жується значними горизонтальними градієнтами у цен-
трі, які становлять близько ЗО МДж/м2 на 111 км. У схі-
дному і південно-східному напрямі спостерігається
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
59
Таблиця 3.1.11
Максимальні і мінімальні значення ефективного випромінювання
(МДж/м’) і к відносна амплітуда (%) за середніх умов хмарності
тенденція до зростання ефективного випромінюван-
ня, шо сприяє підвищенню ступеня континенталь-
ності клімату. В Українських Карпатах ефективне
випромінювання у цей сезон залишається на рівні
весняного. На більшій частині території максимальні
значення відмічаються у липні. У серпні вони
близькі до них, а в південному Степу та на сході
навіть перевищують їх.
Осінь, порівняно з літом, характеризується змен-
шенням ефективного випромінювання у 1,4 - 1,8 ра-
зи і рівномірнішим розподілом (віл 290 МДж/м на
півночі до 430 МДж/м2 на півдні і в Криму). Най-
менші його значення в Українських Карпатах
(Міжгір'я — 210 МДж/м3). а найбільші — у Кримсь-
ких горах (Карадаг - 485 МДж/м2). Горизонтальний
градієнт на 111 км зменшується у 5 - 6 разів.
Про характер територіальної зміни амплітуди місяч-
них значень ефективного випромінювання свідчать
дані табл. 3.1.11. Відносна амплітуда мас досить вира-
жений річний хід, який порушується восени.
Суми ефективного випромінювання за рік
розподіляються досить рівномірно (рис. 3.1.15).
Вони змінюються від 1215 МДж/м2 на
північнму заході до 1870 МДж/м2 на півдні.
Ізолінії річних сум відхиляються від широт-
ного напряму. Особливо істотні відхилення
спостерігаються в Українських Карпатах, де
відмічається мінімум ефективного вип-
ромінювання (Міжгір'я - 1112 МДж/м1), а та-
кож на півдні і в Криму, з максимумом у
Кримських горах (Карадаг - 2066 МДж/м1). У Пе-
редкарпатті і на Закарпатській низовині ізолінії
ефективного випромінювання проходять паралельно
гірським пасмам Українських Карпат. У цьому
регіоні зміни за довготою істотніші, ніж за широтою.
В Українських Карпатах зміни ефективного вип-
ромінювання за довготою становлять близько 300
МДж/м за рік. тоді як на решті території країни во-
ни дорівнюють 100 - 150 МДж/м1. На сході ефектив-
не випромінювання помітно зменшується внаслідок
впливу Донецької височини.
Протягом року загальні риси добового ходу ефек-
тивного випромінювання залишаються незмінними.
Мінімальні значення спостерігаються у другій поло-
вині ночі, зазвичай перед сходом Сонця, а макси-
мальні - після полудня. Для ясного неба макси-
мальні добові суми зростають від грудня до травня
приблизно у 2,5 рази, а мінімальні зменшуються від
зими до літа у 1,5 рази. За середніх умов хмарності
максимальна амплітуда добового ходу спостерігається
60
у травні-червні (0,07 - 0.08 кВт/м2 хв), мінімальна —
у грудні-січні (0,01 кВт/м’ хв). За умов похмурого не-
ба відмічається різке зменшення інтенсивності ефек-
тивного випромінювання, а також амплітуда добовою
ходу. Найбільш слабо добовий хід виражений у зимові
місяці, коли амплітуда не досягає 0,01 кВт/м' хв. У
літні місяці підвищуються мінімальні і максимальні
значення ефективного випромінювання і збільшуєть-
ся амплітуда добового ходу (до 0,04 кВт/м2 хв).
Найчіткіше добовий хід ефективного випроміню-
вання простежується в ясну погоду, коли амплітуда
добового ходу у декілька разів перевищує амплітуду
за хмарної погоди. Амплітуда ефективного вип-
ромінювання має виражений річний хід вдень та
вночі, хоча її значення істотно відрізняються між со-
бою. Так, на Карадазі амплітуда річного ходу ефектив-
ного випромінювання вдень дорівнює 0,15 кВт/м2 хв,
а вночі - не перевищує 0.03 - 0,04 кВт/м;хв.
Збільшення ефективного випромінювання ком-
пенсується зменшенням відбивної здатності під-
стильної поверхні, шо призводить до незначної мін-
ливості радіаційного балансу.
Значна мінливість ефективного випромінювання
визначається різноманітністю фізико-географічних і
мікрокліматичних умов.
3.1.7.	Радіаційний баланс
Радіаційний баланс — це різниця між надходжен-
ням і витратою променевої енергії, що поглинається
і випромінюється підстильною поверхнею та атмос-
ферою або системою земна поверхня — атмосфера.
Формування радіаційного балансу визначається три-
валістю сонячного сяйва, хмарністю, прозорістю і
стратифікацією атмосфери, характером і станом
підстильної поверхні.
Радіаційний баланс впливає на температурний ре-
жим грунту і прилеглих шарів повітря, процеси ви-
паровування і транспірації, формує різні макро- і
мікрокліматичні особливості окремих територій; йо-
го коливання призводять до їх істотної мінливості.
Залежно від співвідношення між надходженням і
витратною частиною радіаційний баланс буває до-
датним (діяльна поверхня поглинає сонячної радіації
більше, ніж відбиває) або від'ємним (випромінюєть-
ся більше, ніж поглинається). Протягом року
радіаційний баланс має простий річний хід з макси-
мумом у літні і мінімумом у зимові місяці, коли він
від'ємний. У добовому ході радіаційний баїанс заз-
вичай додатний удень і від'ємний вночі.
На півночі, заході і в центрі період з додатним
радіаційним балансом триває 8-9 місяців, на Закар-
патській низовині, в Українських Карпатах і на сході
— 10 місяців, у південному Степу і в Криму — додат-
ний протягом усього року. На більшості території пе-
рехід радіаційного балансу з від'ємного на додатний
відбувається у січні, а на півночі - у лютому. Восени
зміна його знаку з додатнього на від'ємний на півночі
спостерігається у листопаді, а на півдні — у грудні.
Взимку на переважній частині території
радіаційний баланс від’ємний, на сході, у південному
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
61
Степу і в Криму — додатний (рис. 3.1.16). В Ук-
раїнських Карпатах радіаційний баланс близький до
нульових значень. Протягом зими він змінюється від
— 90 МДж/м2 на північному заході до 70 МДж/м2 у
Криму. У грудні від'ємний радіаційний баланс спос-
терігається майже на всій території, за винятком
Криму, і змінюється від — 34 МДж/м2 на північному
заході до 8 МДж/м; у західному Криму. У січні на
півдні і в Криму він збільшується до 10 - 13 МДж/м2,
на півночі залишаються на рівні грудневих значень
або зменшується. У лютому радіаційний баланс май-
же всюди додатний і підвищується від 1 МДж/м2 на
північному сході до 50 - 58 МДж/м; у південному
Степу і в Криму.
Навесні радіаційний баланс підвищується від 447
МДж/м2 на північному заході до 754 МДж/м2 у півден-
ному Степу. Це зумоалено збільшенням сумарної
радіації і зменшенням азьбедо підстильної поверхні.
Мінімум радіаційного балансу відмічається не в Ук-
раїнських Карпатах, як для сумарної радіації, а на
півночі і крайньому заході (Чернігівська, Волинська об-
ласті). Весною характер його терзггоріаіьного розподілу
змінюється від місяця до місяця. У березні переважають
особливості, властиві зимовим місяцям. Строкатість
альбедо підстильної поверхні призводить до значної
різниці радіаційного балансу суміжних територій. Так, у
Сумській області він у 2,3 рази більший, ніж у
Чернігівській. У квітні радіаційний баланс змінюється
рівномірніше, але на півночі порівняно з березнем він у
2 - 2,5 рази більший, ніж на півдні (1,4 - 1,8 рази). У
травні закономірності його розподілу подібні до літніх
місяців. Радіаційний баланс змінюється від 217
МДж/м2 на північному заході до 330 - 360 МДж/м2 у
південному Степу і в Криму і становить 35 - 52 % від
сумарної радіації.
Влітку радіаційний баланс на північному заході
становить 691 МДж/м’ і 1040 - 1070 МДж/м2 у півден-
ному Степу і в Криму (рис. 3.1.17). Мінімальні зна-
чення його спостерігаються в Українських Карпатах і
зумовлюються послабленням сумарної радіації, яке
не компенсується зменшенням елективного вип-
ромінювання. Максимальним баланс зазвичай буває у
червні і тільки на окремих станціях південного Степу
і в Криму — у липні. Різниця між його значеннями у
червні і липні дорівнює близько 3 %. У серпні
радіаційний баланс зменшується на 20 - 35 %. Най-
менша втрата балансу спостерігається в Українських
Карпатах (Міжгір'я - 5%) аналогічно до послаблення
сумарної радіації. За літні місяці частка радіаційного
балансу становить 40 - 55 % сумарної радіації.
Восени радіаційний баланс зменшується у зв'язку
зі скороченням надходження сонячної радіації і
змінюється від 122 МДж/м2 на північному1 заході до
327 МДж/м2 у південному Степу і 341 МДж/м2 у
Криму. Зменшується валив Українських Карпат. На
узбережжях морів практично припиняється розвиток
бризової циркуляції. Радіаційний баланс від вересня
до жовтня зменшується у 2,5 - 3,5 рази на півночі й
удвічі на півдні. У листопаді від'ємні значення
радіаційного балансу відмічаються на півночі, тому
62
шо ефективне випромінювання перевищує поглину-
ту короткохвильову радіацію. На надходжувану част-
ку радіаційного балансу припадає віл 22 до 34 % су-
марної радіації. Порівняно з весняними сумами він у
2,5 - 4 рази менший.
Суми радіаційного балансу за рік становлять 1140
МДж/м! на північному заході, 2190 МДж/м-’ у півден-
ному Степу і 2200 МДж/м; на Південному березі Кри-
му (рис.3.1.18). Збільшення ефективного випроміню-
вання не компенсується зменшенням відбивної спро-
можності підстильної поверхні, що створює значну
мінливість радіаційного балансу. Протягом року се-
реднє квадратичне відхилення дорівнює 23 - 58
МДж/м-’ влітку, 9-18 МДж/м! взимку. За рік воно ко-
ливається від 276 МДж/м2 на заході до 93 МДж/м: на
узбережжях Чорного і Азовського морів.
Амплітуда річного ходу радіаційного балансу, як су-
марної і поглинутої радіації, зростає з півночі на
південь, а амплітуда ефективного випромінювання віл
широти місцевості не залежить (табл. 3.1.12). У річно-
му ході однаково зростають максимальні і мінімальні
місячні суми ефективного випромінювання у напрямі з
півночі на південь. Це зумовлено тим, що на рівнинній
частині річний хід хмарності майже однаковий, влітку
хмарність менша, ніж узимку. В Українських Карпатах
хід хмарності відрізняється від розподілу на рівнинній
частині: тут влітку, навпаки, хмарність більша, ніж
взимку. Через це у горах істотно зменшується ампліту-
да річного ходу радіаційного балансу і його складових,
включаючи ефективне випромінювання.
Таблиця 3.1.12
Амплітуда радіаційного балансу (МДж/м2) та його складових.
Рік
Станція	Радіаційний баланс	Сумарна радіація	Поглинута радіація	Ефективне випроміню- вання
Покошичі	366	560	460	142
Конотоп	380	581	492	126
Ковель	293	488	413	141
Баришівка	373	570	475	111
Бориспіль	374	594	501	137
Нова Ушиця	335	488	408	93
Полтава	389	577	478	118
Велико- Анадоль	332	596	518	177
Міжгір’я	279	385	322	71
Берегове	357	548	450	109
Одеса	384	623	522	142
Болград	397	607	498	119
Херсон	353	611	502	152
Асканія-Нова	389	609	509	234
Карадаг	373	646	539	177
Нікітський Сад	383	632	515	136
Добовий хід радіаційного балансу визначається ви-
сотою Сонця протягом дня, режимом хмарності і
прозорістю атмосфери (табл. 3.1.13). У безхмарну по-
году максимальні додатні значення радіаційного ба-
лансу спостерігаються близько полудня, а макси-
мальні від'ємні — вночі. Мінливість радіаційного
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
63
балансу у нічні години незначна відносно мінливості
радіаційного балансу вдень. Добовий хід радіаційно-
го балансу зазвичай асиметричний відносно полудня
внаслідок того, що післяполуденні значення ефек-
тивного випромінювання переважають дополуденні.
Головною складовою надходження радіаційного ба-
лансу за безхмарної погоди є пряма сонячна радіація.
У зв'язку з цим максимум радіаційного балансу спос-
терігається у полудень, мінімальні значення відміча-
ються майже після заходу Сонця. Перехід балансу від
від’ємного до додатнього і навпаки не співпадає з
моментами сходу і заходу Сонця.
У ранкові години додатним баланс стає через 40-60
хв після сходу Сонця, а перехід від додатних до від'ємних
значень увечері випереджає майже на 1.5 гад момент за-
ходу Сонця. Це відбувається тому, що у ранкові годи-
ни надходження тепла за рахунок поглинання прямої і
розсіяної радіації компенсує витрати тепла за рахунок
ефективного випромінювання лише через деякий час
після сходу Сонця. У вечірні години, ще до заходу Сон-
ця, ефективне випромінювання починає переважати
над надходжуваною частиною радіаційного балансу.
Перехід від додатних до від'ємних значень і навпаки
зазвичай відбувається за висоти Сонця близько 5 - 15®.
Істотний вадив на перехід балансу через нульове
значення вносить хмарність. У хмарну погоду нас-
тання від'ємного радіаційного балансу затримується
завдяки сильному зменшенню ефективного вип-
ромінювання як витратної частини радіаційного ба-
лансу. Разом з висотою Сонця, яка істотно впливає
на пряму і розсіяну радіацію, а також альбедо
підстильної поверхні, хмарність визначає мінливість
радіаційного балансу. Вдень хмарність призводить до
зменшення сумарної радіації і ефективного вип-
ромінювання, а вночі послаблює ефективне вип-
ромінювання. Вночі радіаційний баланс дорівнює
ефективному випромінюванню зі зворотнім знаком.
Денний хід радіаційного балансу визначається су-
марною радіацією і альбедо підстильної поверхні.
Вадив їх на радіаційний баланс неоднозначний. Аси-
метрія добового ходу ефективного випромінювання
повинна призводити до зменшення після полуденних
значень балансу. Аналогічний вплив мають зміни су-
марної радіації, яка внаслідок збільшення хмарності і
мутності атмосфери зменшується. Асиметрія денного
ходу альбедо сприяє зростанню післяполуденних зна-
чень радіаційного балансу. В окремі сезони року роль
цих складових у формуванні денного ходу радіаційно-
го балансу неоднакова. У холодний період року (лис-
топад - березень) головним чинниким виступає аси-
метрія денного ходу альбедо. У цей період післяполу-
денні значення радіаційного балансу бувають вищими
за дополуденні для однакової висоти Сонця. З квітня
розподіл радіаційного балансу інший і його денний
хід визначає сумарна радіація та ефективне вип-
ромінювання. Завдяки цьому у теплий період року
післяполуденні суми радіаційного балансу становлять
у середньому на 2 - 16 % менше дополуденних. а в ок-
ремі дні різниця досягає ЗО %, |117|. В Українських
Карпатах співвідношення порушується хмарністю,
яка призводить до збільшення балансу після полудня.
Таблиця 3.1.13
Дополуденні і післяполуденні суми радіаційного балансу
(МДж/м;) та різниця (%) між ними. Червень
Станція	Дополуденні суми	Післяполу- денні суми	Різниця, %
Покошичі	5,72	5.33	4
Конотоп	6.17	5.61	6
Ковель	4,63	4,01	8
Баришівка	6,23	5,43	6
Бориспіль	6,23	5.72	4
Нова Ушиця	5,29	4.82	4
Полтава	6.28	5,47	8
Велико-Анадоль	6.38	4,55	16
Міжгір'я	4.13	4,31	2
Берегове	5,7	5.45	2
Одеса	6,56	5.88	6
Болград	6,62	5,69	В
Херсон	6.35	5,55	6
Асканія-Нова	6,8	6.2	4
Євпаторія	4,56	3,84	8
Карадаг	6,58	5,92	4
Нікітський Сад	6,62	5.84	6
Найнижчі добові суми радіаційного балансу у
січні - грудні, які на переважній частині території
від'ємні і тільки у південному Степу і в Криму до-
датні. Баланс змінюється від — 1,1 МДж/м2 на
півночі до 0,02 МДж/м2 у південному Степу і 0,08
МДж/м’ у Криму. Найбіїьші добові суми радіа-
ційного балансу у червні на північному заході ста-
новлять 8,64 МДж/м2, збільшуючись до 13 МДж/м2
у південному Степу. Мінімальний радіаційний ба-
ланс за добу влітку в Українських Карпатах (Між-
гір'я, червень — 8,44 МДж/м2).
Важливим для добового ходу радіаційного балансу є
момент переходу через нульове значення, який
поділяє добу на дві частини з різними типами про-
цесів у приземному шарі (62, 65, 117|. У цьому шарі,
коли значення радіаційного балансу перевищує нуль,
встановлюється нададіабатичний розподіл температу-
ри, шо інтенсифікує турбулентний обмін, випарову-
вання з грунту і транспірацію рослин. Для радіаційно-
го балансу менше нуля властива інверсія, за якої усі
процеси волого- і теплообміну різко послаблюються,
а замість випаровування часто спостерігається кон-
денсація з утворенням роси, туману, паморозі і т.ін.
За середніх умов хмарності час переходу радіа-
ційного балансу через нуль протягом року змінюєть-
ся. Мінімальні його значення спостерігаються у бе-
резні та вересні, коли у періоди рівнодення вранці і
ввечері найшвидше змінюється висота Сонця.
Внаслідок цього виникає відставання зміни темпера-
тури фунту і ефективного випромінювання від зміни
висоти Сонця і сумарної радіації. Максимальні зна-
чення часу переходу' через нуль спостерігаються у
травні - червні. У теплий період ввечері радіаційний
баланс переходить через нуль на 7 - 15 хв раніше, ніж
вранці. У холодний період переважання хмарної по-
годи на більшій частині призводить до згладжування
різниці між ранковим і вечірнім переходом через
нуль.
64
Перехід радіаційного балансу через нуль залежить
від хмарності і альбедо підстильної поверхні, які
впливають на витратну і надходжувану частину
радіаційного балансу. У теплий період року за умов
хмарної погоди час переходу радіаційного балансу че-
рез нуль скорочується більше ніж на півгодини
порівняно з безхмарною погодою. Вплив хмарності на
час переходу радіаційного балансу через нуль більший
взимку, коли він зменшується завдяки їй на 1,5 год.
Залежність від альбедо підстильної поверхні момен-
ту переходу радіаційного балансу проявляється у зимо-
вий сезон, коли коливання альбедо найбільші. У безх-
марну погоду і коли висота Сонця зростає відбуваєть-
ся збільшення альбедо, і радіаційний баланс перехо-
дить через значення "нуль". Для альбедо, шо дорівнює
75 %, перехід радіаційного балансу через нуль відбу-
вається за висоти Сонця 22". Стійкий сніговий покрив
призводить до великих значень альбедо і формування
від'ємного радіаційного балансу. Зменшення альбедо
до 20 % призводить до переходу радіаційного балансу
через нуль уже для висоти Сонця 9°.
3.1.8.	Фотосинтетично активна радіація
Випромінювання Сонця у діапазоні довжин хвиль
спектру 0,38 - 0,71 мкм, яке зумовлює фотосинтез рос-
лин. є фотосинтетично активною радіацією (ФАР).
Ця радіація забезпечує процеси фотосинтезу, ди-
хання, зростання, розвиток, накопичення органічних
речовин, які є основою життєдіяльності рослин.
Одним із шляхів збільшення продовольчих ре-
сурсів є підвищення урожайності сільськогоспо-
дарських культур. Зростання урожайності повинно
бути підпорядковано принципу формування фото-
синтезуючих систем, здатних найкращим чином ви-
користовувати надходження сонячної радіації ФАР з
високим коефіцієнтом корисної дії [32, 160, 166).
В Україні вимірювання ФАР не проводяться через
відсутність стандартних приладів. Інформацію щодо
ФАР можна одержати, використовуючи коефіцієнти
переходу від інтегральної радіації, яка вимірюється
стандартними приладами, до радіації ФАР за допо-
могою експеримснтаїьних досліджень. Коефіцієнти
переходу дія прямої, розсіяної та сумарної ФАР дія
окремих пунктів різних фізико-географічних зон
одержано в УкрНДГМІ.
Інтенсивність прямої ФАР ($фАр) розраховується за
формулою:
8ФЛр = а(к,^с ~к^КС),	(3.1.2)
де к, к3 — поправки на втрати радіації під час про-
ходження через фільтри або спектральні поправки.
а — перевідний множник актинометра залежний
від температури повітря піл час вимірювання.
Перевідний коефіцієнт від прямої радіації до пря-
мої ФАР визначається за формулою:
С5 = $флр/$,	(3.1.3)
де 5 — інтегральна пряма радіаія, 8ФЛР — пряма
ФАР, А,, к2 - спектральні поправки на втрати
радіації під час проходження через фільтри БС і КС,
а — перевідний множник актинометра, залежний від
температури повітря під час вимірювання ко-
ефіцієнта переходу.	/
Коефіцієнти переходу до розсіяної ФАР (Сд) та су-
марної ФАР (Со ) будуть такими:
Се= <?^/(2.	О.1.4)
де £> і (? - інтегрдіьна розсіяна і сумарна радіація,
ОФЛР та @ФАр вимірювались фотоінтегратором Б.І.Гу-
ляєва [75].
Коефіцієнти переходу для прямої, розсіяної та су-
марної радіації ФАР показали, що коефіцієнт перехо-
ду до прямої ФАР змінюється залежно від висоти
Сонця та коефіцієнга прозорості атмосфери, а ко-
ефіцієнт переходу до розсіяної ФАР — від кількості
хмар. Залежність коефіцієнта переходу для прямої
радіації від висоти Сонця неоднакова за умов різної
прозорості атмосфери (рис. 3.1.19). Цей зв'язок
найістотніший для висоти Сонця менше 30" . Ці дані
узгоджуються з результатами інших авторів [100, 166 ].
Коефіцієнт переходу до розсіяної ФАР змінюється
від 0,69 за умов ясного неба до 0,50 у похмуру пого-
ду (рис. 3.1.20). Такі значні коефіцієнти переходу до
прямої та розсіяної ФАР необхідно враховувати під
час розрахунків прямої, розсіяної та сумарної ФАР.
Порівняння розрахованих та виміряних значень су-
марної ФАР показало, що розподіл відхилень
&0фар~ Офарр близький до нормального зако-
ну і не перевищує 0,017 квт/см2 , середнє квадратич-
не відхилення становить 0,002 квт/см: , коефіцієнт
варіації 0,09.
Коефіцієнти переходу до прямої і розсіїїної ФАР та
їх залежність від висоти Сонця, коефіцієнта прозо-
рості атмосфери та кількості хмар одержано для
миттєвих значень сонячної радіації.
Для розподілу ФАР на території та побудови карт
необхідні добові та місячні суми ФАР, які можна
розрахувати на підставі середніх за добу та місяць
значень коефіцієнтів переходу для прямої, розсіяної
та сумарної радіації.
Рис. 3.1.19. Залежність коефіцієнтів переходу для
прямої ФАР (С5) від висоти Сонця (град) за різних
коефіцієнтів прозорості атмосфери (Р2).
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
65
Для одержання розсіяної ФАР необхідно враховува-
ти кількість хмар. У межах точності методики, середнії!
коефіцієнт переходу до розсіяної ФАР можна прийня-
ти рівним значенню цього коефіцієнта для середньої за
добу кількості хмар. Для цього була використана комп-
лексна характеристика - кількість хмар (л):
- П, +П„
п- 2
де п3 — загальна, пн — нижня хмарність у балах.
Середній коефіцієнт переходу до розсіяної ФАР
можна визначити залежно від хмарності за рис. 3.1.20.
Середні місячні коефіцієнти переходу до прямої,
розсіяної та сумарної ФАР, а також різницю між
екстремальними значеннями представлено у табл.
3.1.14.
(3.1.5)
Рис. 3.1.20. Залежність коефіцієнта переходу для
розсіяної ФАР (Сд) від кількості хмар (бали).
Просторова зміна коефіцієнта переходу до прямої
ФАР найістотніша у холодний період року, шо
пов'язано зі збільшенням у південному напрямі ви-
соти Сонця, а також більшими значеннями ко-
ефіцієнта прозорості у цих районах [69]. Характер
річного ходу коефіцієнта переходу до прямої ФАР
залежить від місцсрозташування пункту. Так. у
північних районах (Семенівка. Київ та ін.) цей ко-
ефіцієнт збільшується від 0,34 у січні до 0,41 - 0,43 у
березні; у теплий період він коливається у межах 0,40
- 0,42. У листопаді - грудні його значення становлять
0,38 - 0,46. Подібний річний хід коефіцієнта перехо-
ду до прямої ФАР спостерігається і в інших районах.
Таблиця 3.1.14
_ Середній коефіцієнт переходу (%) ВІД
прямої £ , розсіяної та сумарної ґ' радіації до
'*	л потоків ФАР V
—	V	VI						VII І VIII					
Станція	С	ь		0-	Со			С’п	Ср	ч-		
Ковель	41	63	52	42	63	53	41	63	52	40	63	53
Житомир	41	62	53	40	63	51	41	63	52	41	64	50
Київ	41	63	52	40	63	51	41	63	51	41	64	51
Полтава	42	64	52	41	64	51	41	64	52	41	65	51
Яремча	41	60	52	41	61	53	40	62	54	40	62	53
Одеса	42	64	51	41	64	49	42	66	50	41	67	49
Асканія- 1-1 ова Карадаг	43	84	52	41	64	50	42	65	50	41	66	50
	42	65	51	41	64	49	41	66	49	41	67	49
На півдні межі його зміни звужуються. У Криму
річний хід коефіцієнта переходу до прямої ФАР май-
же відсутній.
Річний хід коефіцієнтів переходу до розсіяної і су-
марної ФАР. особливо чітко проявляється на
Південному березі Криму, де спостерігається
найбільша амплітуда річного ходу кількості хмар.
Так. на станції Карадаг річний хід коефіцієнта пере-
ходу до розсіяної ФАР протилежний ходу ко-
ефіцієнта переходу до сумарної ФАР завдяки значно-
му внеску' до неї прямої радіації. Коефіцієнт перехо-
ду до прямої ФАР значно менший від коефіцієнту
переходу до розсіяної ФАР, що спричинює зменшен-
ня середніх значень коефіцієнта переходу до сумар-
ної ФАР у літні місяці.
В Українських Карпатах (Яремча) майже відсутній
річний хід коефіцієнта переходу до розсіяної ФАР.
Взимку в горах кількість хмар становить 5-6 балів,
а на рівнинній території - 8. Це зумовлює збільшен-
ня середніх значень коефіцієнта переходу до
розсіяної ФАР в Українських Карпатах до 0,63,
порівняно з рівниною (0,57). Влітку кількість хмар у
горах збільшується до 7 балів, тоді як на рівнині не
перевищує 5 балів.	_,
Місячні суми ФАР /	розраховано за
формулою:
+	Д . (3.1.6)
де 5'та Д — середні значення за 10 років, а також
розрахункові значення 0ФЛР.
Для вивчення розподілу сумарної ФАР на тери-
торії було розраховано її суми за кожний місяць для
106 метеорологічних станцій.
Місячні суми сумарної ФАР для окремих станцій
наведено у табл. 3.1.15.
Зміна сумарної радіації та сумарної ФАР у річному
ході залежить від астрономічних факторів - висоти
Сонця, тривалості дня. а також від характеру хмар-
ності, прозорості атмосфери та альбедо поверхні
землі. Внесок кожного з цих факторів змінюється
протягом року. Астрономічні фактори та зміна альбе-
до поверхні землі відіграють значну роль у холодний
період року, у теплий період — вплив хмарності [64].
Узимку місячні суми сумарної ФАР з півночі на
південь зростають незначно. Такий характер роз-
поділу сумарної ФАР зумовлюється в основному ре-
жимом хмарності. У зимові місяці характерною особ-
ливістю кількості хмар є однорідний розподіл її на
всій території. Різниця між найбільшими і наймен-
шими значеннями кількості хмар не перевищує од-
ного бату за винятком гірських районів, де взимку
хмарність зменшується. У зимові місяці найбільші
значення сумарної ФАР відмічаються в Українських
Карпатах та в Криму, а найменші — у грудні. У лю-
тому сумарна ФАР визначається найменшою зміною
на території протягом року завдяки відсутності ши-
ротної зміни у режимі хмарності.
Весною різниця у розподілі місячних сум ФАР
істотніша, ніж зимою. У березні ше позначається
вплив зими і повсюдно, крім півдня, утримується
66
Таблиця 3.1.15
Сума фотосинтетично активної радіації (МДж/м')
Станція	V	VI	VII	VIII
Чернігів	299	315	320	273
Ковель	294	328	307	256
Суми	299	316	324	281
Рівне	299	328	324	273
{Житомир	299	320	316	273
Київ	272	329	319	281
Львів	320	311	328	277
Полтава	294	311	333	264
Харків	320	341	337	290
Тернопіль	299	311	320	277
Луганськ	320	354	345	307
Івано-Франківськ	290	290	320	273
Кіровоград	300	345	341	294
Дніпропетровськ	320	350	350	302
Донецьк	315	341	350	302
Ужгород	311	328	337	290
Чернівці	299	311	320	273
Одеса	350	363	384	320
Запоріжжя	328	350	358	317
Херсон	341	358	380	324
Сімферополь	358	371	380	333
сніг. Кількість хмар найменша і становить 1-2 балів,
тобто режим хмарності одноманітний, що призво-
лить до стабільності сумарної ФАР. У квітні та
травні, за відсутності снігового покриву, головним
фактором у розподілі розсіяної і сумарної ФАР є
хмарність. В Українських Карпатах спостерігається
найбільша кількість хмар, що призводить до знижен-
ня сумарної ФАР.
У літній сезон розподіл сумарної ФАР майже та-
кий же, як у травні. Найменші її значення спос-
терігаються в Українських Карпатах.
Сумарна ФАР восени відповідно до розподілу
хмарності розподіляється рівномірно. Найбільші її
значення спостерігаються на Південному березі Кри-
му. Осінні місяці за режимом сумарної ФАР подібні
до весняних.
Таблиця 3.1.16
Значення коефіцієнта к залежно від температури
Температура, *С	к	Температура, ’С	к
0	1.10	8	0.92
1	1,08	9	0.89
2	1,06	10	0.86
3	1,04	11	0,83
4	1,02	12	0,79
5	1,00	13	0,75
6	0.98	14	0,71
7	0,95	15	0,67
Важливими є дані про сумарну ФАР протягом ве-
гетаційного періоду за датами сівби та визрівання,
так звана потреба у ФАР даної сільськогосподарської
культури.
Суми ФАР за вегетаційний період з температурою
повітря 5"С і вище характеризують енергетичні ре-
сурси країни для сільськогосподарських та інших
культур. Останні залежно від теплолюбності мають
вегетаційні періоди, обмежені різними значеннями
біологічних мінімумів: від 0 до 15®С. Розрахунки сум
ФАР за інші періоди вегетації можна визначити за
формулою: 0^=	Де - сума за веге-
таційний період з температурою повітря 5*С і више.
Оішрг ~ сума за періоди з різними температурами.
Значення коефіцієнта к залежно від температури
повітря подано у табл.3.1.16.
Залежність між та 0,^г,т майже функціональна,
кореляційне відношення п = 0.97 ±0,02.
Енергетичну потребу ФАР (Пф,р) для деяких куль-
тур наведено у [67]. Енергетична потреба (П<1шр) — ве-
личина, шо дорівнює кількості ФАР, необхідної для
проходження повного вегетаційного никлу чи
міжфазного періоду з урахуванням біологічного міні-
муму тем пера тури даної культури. Вона розрахо-
вується як сума ФАР, яка надходить до поверхні
землі за період вегетації культури: від дати посіву до
дати повної стиглості або конкретної фази з враху-
ванням біологічного мінімуму основних сільськогос-
подарських культур (табл. 3.1.17).
Значення середнього квадратичного відхилення
засвідчує відносну стабільність енергетичної потре-
би, шо дозволяє використовувати її як агрометеоро-
логічний показник поряд із сумами активної та
ефективної температури. Його можна застосовувати
для розрахунку енергетичного резерву районів після
жнив ранніх зернових і як оцінку можливості пов-
торного посіву інших культур на зелений корм чи
силос.
Для більшої частини території України розподіл
сум ФАР для вегетаційного періоду з середньою
Таблиця 3.1.17
Енергетична потреба основних культур
(пфар МДж/м )
Культура, міжфазовий період	Біологічний мінімум, "С	Енергетичне поле Лфарєп
Озима пшениця	5	
посів - кущіння		180+30
відновлення вегетації - колосіння		532151
відновлення вегетації -повна стиглість		1039±60
Кукурудза	10	
Ранній сорт		
ПОСІЄ - ' викидання волоті		725155
посів • молочна стиглість		1018172
посів - повна стиглість		1261172
Середньостиглий сорт		
посів - викидання волоті		792±60
ПОСІВ - молочна стиглість		1100168
посів - повна стиглість		1353180
Пізній сорт		
посів - повна стиглість		1513194
Цукрові буряки	6	
посів - збирання		1567180
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
67
добовою температурою повітря вище 5°С близький
до широтного (рис. 3.1.21). З півночі на південь їх
зміна, за винятком Ялти, дорівнює 650 МДж/м' за
період або 42 % від найменшого значення. Найбіль-
ше значення сумарної ФАР за вегетаційний період
(2470 МДж/м’) спостерігається у Ялті, але воно не
характеризує весь Південний берег Криму.
На Поліссі внаслідок незначного збільшення хмар-
ності спостерігається зниження сумарної радіації. У
східній частині території України порушення широт-
ного розподілу сумарної ФАР пов'язано з впливом
Донецької височини.
Порівняння розподілу ФАР з результатами інших
авторів вказало на зменшення сум ФАР на 5 - 10 %,
що пов'язано з використанням різних коефіцієнтів
переходу від інтегральної сонячної радіації. У (100,
160] коефіцієнти переходу приймались постійними
(незмінними). Коефіцієнт переходу до розсіяної
радіації ФАР дорівнював 0,57, а в даному дослідженні
цей коефіцієнт коливається від 0,56 до 0,68. Різниця
у значеннях коефіцієнта переходу до прямої ФАР
менша, але це теж могло вплинути на розрахунки.
Інформація про сумарну ФАР за період вегетації
сільськогосподарських культур дає змогу оцінити
енергетичні ресурси рослинного світу України та мо-
же бути використана для розрахунку фотосинтезу,
продуктивності посівів, прогнозування урожаїв.
Врахування приходу ФАР у різних зонах є основою
для підвищення продуктивності рослин та розрахун-
ку коефіцієнта корисної дії посівів [213].
3.1.9.	Ультрафіолетова сонячна радіація
Ультрафіолетова (УФ) сонячна радіація — вип-
ромінювання Сонця, шо включає ділянку сонячного
спектра від 400 нм і до межі, яка визначається пог-
линанням атмосферним озоном. Ультрафіолетову
область сонячного спектра умовно поділяють на три
частини: УФ-С радіація (коротше 280 нм), УФ-В
радіація (315 - 280 нм), УФ-А радіація (400 - 315 нм).
Дія УФ-С проявляється у руйнуванні молекул білка
та загрозі існування живих організмів. УФ-С радіація
не досягає земної поверхні, оскільки повністю пог-
линається у високих шарах атмосфери киснем. Знач-
на частина У'Ф-В радіації також поглинається. Слід
відзначити сприятливий вплив на організм помірних
її доз, які покращують склад крові та підвищують за-
гальний тонус, а також бактерицидний та анти-
рахітний вплив. Недостатність опромінення УФ-В
радіацією призводить до "ультрафіолетового голоду”
та цілого ряду захворювань, зокрема, авітамінозу, і
навпаки, надмірні дози опромінення шкідливі для
організму людини. УФ А радіація сприятливо впли-
ває на нього, але її ефективність менша.
Ультрафіолетова радіація руйнує полімерні ма-
теріали та покриття, викликаючи їх старіння, відіграє
вирішальну роль у виникненні та розвитку' отруйних
фотохімічних туманів антропогенного походження,
які виникають з викидів автодвигунів і під її дією по-
силюються у десятки разів. Послаблення УФ радіації
є чутливішим індикатором забруднення довкілля,
ніж усієї інтегральної радіації.
68
Отже, незважаючи на те, шо УФ радіація стано-
вить не більше 5 - 8 % у загальному потоці сонячної
енергії, яка досягає земної поверхні, її значення
надзвичайно важливе для життя організмів і різних
сфер життєдіяльності людей, які зацікавлені в отри-
манні кількісної оцінки надходження УФ радіації, і
насамперед, її кліматологічних показників.
Систематичні спостереження за ультрафіолетовою
радіацією в Україні проводяться лише у декількох
пунктах, а короткий ряд спостережень (з 1990 р.) не
дозволяє отримати статистично забезпечені значен-
ня. Для отримання режимних характеристик УФ
радіації доцільно використовувати розрахункові ме-
тоди, які базуються на спостереженнях за інтеграль-
ною радіацією мережі актинометричних станцій за
період 1955 - 1995 рр. У цьому відношенні найко-
ректнішою та фізично обгрунтованою є радіаційна
модель атмосфери в ультрафіолетовій області спект-
ра [22]. Її застосування дає можливість отримати
достатньо надійні середні характеристики ульт-
рафіолетової радіації різних довжин хвиль. Позитив-
ним аргументом для моделі, розробленої
В.А.Бєлінським та ін., є те. шо її використання доз-
воляє отримати достатньо точні кліматологічні по-
казники усіх видів УФ радіації: прямої, розсіяної та
сумарної.
Радіаційна модель — це безхмарна атмосфера, у
якій відбувається послаблення сонячної радіації мо-
лекулярним і аерозольним розсіянням та вибіркове
поглинання її озоном. Пряма, розсіяна та сумарна
УФ радіація визначаються залежно від прийнятих
значень фізичних констант та від змінних показ-
ників. До фізичних констант відносять заатмосфер-
ний розподіл сонячної енергії, спектральний ко-
ефіцієнт поглинання озону та молекулярного
розсіяння; до змінних показників — спектральний
коефіцієнт аерозольного послаблення, загальний
вміст озону в атмосфері, атьбедо підстильної по-
верхні, висоту місцевості над рівнем моря, висоту
Сонця.
Інтенсивність монохроматичної прямої УФ
радіації, шо надходить на перпендикулярну поверх-
ню, згідно з [22] визначається за формулою Бугера-
Ламберта:
к =1охЄхр-(ах + 0к+Мт ,	(3.1.7)
де 4 — інтенсивність сонячної радіації довжини
хвилі X., шо надходить на межу атмосфери, а — ко-
ефіцієнт поглинання озону, віднесений до приведе-
ного шару озону І см, Д — коефіцієнт молекулярно-
го (релеєвського) розсіяння, 8 — коефіцієнт аеро-
зольного послаблення, віднесений до усієї товші ае-
розолю, т — маса атмосфери.
Важливою характеристикою, необхідною для роз-
рахунків. є заатмосферний розподіл сонячної енергії.
Для визначення характеристик УФ радіації викорис-
тані дані Міжнародної комісії по освітленості
(МКО), згідно з якими сонячна постійна дорівнює
1,37 кВт/м!, а частка УФ радіації в інтегральному по-
тоці становить 7,8 % або 10,6 Вт/м\
Коефіцієнт поглинання озону змінюється залежно
від довжини хвилі: від 99,0 (X = 280 нм) до 0,001 (X =
360 нм); відповідно змінюється і коефіцієнт пропускан-
ня УФ радіації: віл 0 (X — 280 нм) до 1,0 (X = 360 нм).
Крім того, враховуючи просторову і часову
мінливість загального вмісту озону в атмосфері, його
сезонний та річний хід, ця характеристика послаб-
лення УФ радіації зменшується з півночі на південь,
а протягом року максимальне послаблення озоном
спостерігається взимку, мінімальне — влітку.
Частина УФ радіації, проходячи через атмосферу,
розсіюється на молекулах повітря. Згідно з |22|, ко-
ефіцієнт молекулярного розсіяння УФ радіації за-
лежно від довжини хвилі змінюється від 1,643 в її ко-
роткохвильовій частині до 0,363 у довгохвильовій.
Вплив прозорості атмосфери на надходження ульт-
рафіолетової радіації виражається через коефіцієнт
аерозольного послаблення, який є досить мінливою
характеристикою. Для визначення коефіцієнта аеро-
зольного послаблення використана його залежність
від інтегральної прозорості атмосфери, а саме від ко-
ефіцієнта мутності Ангстрема:
=	(3.1.8)
де - коефіцієнт аерозольного послаблення УФ
радіації довжини хвилі X, |3 — коефіцієнт мутності.
який є показником густини аерозолю в атмосфері,
а — хвильовий коефіцієнт, який залежить від се-
редніх розмірів аерозольних часток, його середнє
значення дорівнює 1,3.
Коефіцієнт мутності Ангстрема є характеристи-
кою, яка дозволяє перейти від інтегральної прозо-
рості атмосфери, показником якої є коефіцієнт про-
зорості Р, (приведений до маси атмосфери 2), до
спектральної прозорості, використовуючи за-
лежність:
ІВР2 = 0,05- 0,945 Ь.	е (3.1.9)
Коефіцієнт мутності також має виражений сезон-
ний хід. У всі сезони коефіцієнт мутності збіль-
шується з півночі на південь. Також відмічаються
істотні відмінності у його значеннях у містах та на
відстані від них. З висотою коефіцієнт мутності
істотно зменшується. Ця закономірність добре прос-
тежується у разі порівняння його значень на станціях
Берегове та Міжгір'я, де незначне збільшення висо-
ти спричинює зменшення коефіцієнта мутності в усі
сезони на 25 - 30 %, а до висоти 2 км він зменшуєть-
ся у 8 - 9 разів взимку та у 10 - 13 влітку (92, 181].
Взимку у південних районах коефіцієнт мутності ста-
новить 0,071 - 0,084 (Херсон, Одеса), а в пунктах, які
відображають загальний фон забруднення повітря,
він значно менший (Бориспіль — 0,061). Його
мінімальні значення спостерігаються у січні (Бо-
риспіль, Карадаг - 0.055) (табл. 3.1.18). Просторова
зміна його досить значна, оскільки він є непрямим
показником не тільки загальної мутності в атмос-
фері, але і її локальних забруднень. У липні - серпні
коефіцієнт мутності у 2 - 3 рази більший, ніж у січні
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
69
Таблиця 3.1.18
Коефіцієнт мутності Ангстрема. Полудень
Станція	1	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII
Бориспіль	0.055	0,059	0,076	0,096	0,099	0,106	0,112	0,110	0,096	0,067	0,056	0,065
Полтава	0.063	0,082	0,094	0,118	0,114	0,133	0,133	0,127	0,106	0,087	0,070	0,080
Берегове	0.068	0,072	0,107	0,082	0,114	0,126	0,134	0.122	0,125	0,095	0,080	0,066
Одеса	0.084	0,087	0,106	0,120	0,130	0,136	0,139	0,142	0,125	0,100	0,095	0,082
Болград	0,068	0,082	0,099	0,111	0,118	0,113	0,136	0.121	0,109	0,086	0,078	0,070
Херсон	0,071	0,096	0,092	0,123	0.113	0,126	0.142	0,160	0,116	0,089	0,071	0,072
Асканія-Нова	0.067	0,082	0,085	0,110	0.117	0,116	0,131	0,117	0,099	0,091	0,062	0,067
Карадаг	0,055	0,070	0,080	0,100	0.116	0,118	0,133	0,116	0,096	0,085	0,064	0,057
(Одеса - 0,142, Херсон - 0,160). Разом з тим на
станціях, що є фоновими, він значно менший (Болг-
рад - 0,123, Асканія-Нова - 0,121).
Дія деяких станцій згідно з (3.1.8) отримано ко-
ефіцієнт аерозольного послаблення для довжини
хвиль 290 - 400 нм через кожні 10 нм (табл. 3.1.19).
З півночі на південь відмічається деяке збільшення
середнього коефіцієнта аерозольного послаблення у
полудень для довжини хвиль 300 та 400 нм. Макси-
мум його повсюди спостерігається у літні місяці.
Значна повторюваність нестійкої стратифікації ат-
мосфери навесні, сильні вітри, які піднімають вели-
ку кількість пилу, викликають помутніння у повітрі,
внаслідок чого коефіцієнт аерозольного розсіяння у
цей сезон значно більший.
Ця складова послаблення УФ радіації яскраво де-
монструє вплив забруднення антропогенного поход-
ження. Річні значення коефіцієнта аерозольного
послаблення для довжини хвилі 300 нм в Одесі та
Херсоні на 5 - 13 % більші, ніж у Болграді та Асканії-
Новій. Підтвердженням значного вкладу забруднен-
ня антропогенного характеру в аерозольне по-
мутніння атмосфери є також порівняння цих харак-
теристик на приморських станціях Одеса та Карадаг:
в Одесі річні значення коефіцієнта аерозольного
розсіяння на 23 % більші,
ніж на Карадазі.
Вплив гірського рельєфу
на коефіцієнт аерозольного
послаблення такий же. як і
на коефіцієнт мутності, але
взимку внаслідок підвищеної
динамічної турбулентності у
горах його значення вирів-
нюються, навпаки, влітку у
горах відбувається інтенсив-
не вимивання атмосферного
аерозолю сильними дощами
та помітне зменшення коефіцієнта аерозольного роз-
сіяння; за рік його значення у горах на 8 - 10 % мен-
ше. ніж у передгірних районах.
Надходження розсіяної УФ радіації визначається
головним чином молекулярним та аерозольним
розсіянням. Її інтенсивність визначалась за форму-
лою Берлаге (22):
Ао,	(3.1.10)
де /по — підозонна сонячна постійна, # — коефі-
цієнт, який залежить від індикатриси розсіяння та
альбедо і змінюється від 0,50 у теплий період до 0,62
у холодний.
Відповідно, інтенсивність монохроматичної сумар-
ної УФ радіації визначається:
=#(7„ОХ +/А.	Л„.	(3.1.11)
Результати розрахунків за (3.1.7) усього потоку пря-
мої УФ радіації (А. < 400 нм) показують, що її значен-
ня визначаються насамперед прозорістю атмосфери і
менше залежать від загального вмісту озону в атмос-
фері, ніж її короткохвильова частина (X 5 315 нм).
Полуденна потужність УФ-В (з довжиною хвиль 315
- 280 нм) та УФ-А (400-315 нм), як і весь інтеграль-
ний потік, істотно збільшується з півночі на південь.
Таблиця 3.1.19
Коефіцієнт аерозольного послаблення ультрафіолетової радіації. Полудень
Станція	•	II	III	IV	V	V!	VII	VIII	IX	Х	XI	XII
	Довжина хвилі 300 нм											
Бориспіль	0,270	0,289	0,372	0.473	0,485	0,519	0.549	0,539	0,473	0,327	0,277	0,326
Полтава	0,309	0,402	0,461	0,578	0,559	0,652	0,652	0,622	0,522	0,426	0,343	0,342
Берегове	0,333	0,353	0.524	0.402	0,559	0,620	0.657	0.598	0,613	0,466	0.392	0,323
Одеса	0,412	0,426	0,514	0.588	0,637	0,669	0.681	0,696	0,612	0,490	0,455	0,402
Болград	0,333	0,402	0,485	0.544	0,578	0,544	0,669	0,593	0,534	0,424	0.382	0,343
Херсон	0,348	0,473	0.451	0,603	0,564	0,617	0.696	0,784	0,568	0,436	0,348	0,353
Асканія-Нова	0,328	0,402	0,416	0,539	0,543	0,571	0.642	0,573	0,485	0,446	0.324	0,327
Карадаг	0.270	0,343	0.392	0,490	0,568	0,578	0.652	0,571	0,470	0,416	0,314	0,279
Довжина хвилі 400 нм												
Бориспіль	0,184	0,198	0,255	0,324	0,332	0,355	0.375	0,368	0,324	0,223	0.189	0,218
Полтава	0,211	0,275	0,315	0,395	0,382	0,446	0,446	0,425	0,357	0,291	0.235	0,268
Берегове	0,228	0,241	0.358	0,275	0,382	0,424	0.449	0,409	0,419	0,312	0.268	0,221
Одеса	0,281	0,291	0.312	0.402	0,436	0,458	0.466	0.475	0,419	0,335	0,318	0,275
Болград	0,228	0,274	0,332	0,372	0,395	0,376	0,456	0.405	0,365	0,290	0.261	0,235
Херсон	0,238	0,324	0.308	0.412	0,378	0,422	0.476	0,536	0,390	0,298	0,238	0,241
Асканія-Нова	0,224	0,275	0,285	0,368	0,392	0,389	0.439	0,392	0,332	0,305	0.208	0,224
Карадаг	0,184	0,234	0.268	0,335	0,390	0,395	0.445	0,391	0,324	0,285	0,214	0,191
її найменші значення відмі-
чаються у грудні і змінюють-
ся від 4,2 Вт/м3 на півночі до
10,3 Вт/м; на півдні. Макси-
мальна потужність інтег-
рального потоку прямої УФ
радіації спостерігається за
умов ясного неба у червні,
іноді у травні, якщо у цьому
місяці має місце найвища
прозорість атмосфери. Слід
відмітити її особливу чут-
ливість до локального заб-
руднення атмосфери, яка
проявляється у тому, що
взимку у містах з розвине-
ною промисловістю втрати
ультрафіолетового опромі-
нення досягають 20 - 25 %
порівняно з фоном, у той час
як потужність інтегральної
радіації зменшується лише
на 6 - 8 % (табл. 3.1.20).
70
Таблиця 3.1.20 Потужність прямої ультрафіолетової радіації (X І 400 нм, Вт/м’), що надходить на перпендикулярну поверхню за умови ясного неба. Полудень														поверхнею на південних схилах на 5 - 6 % влітку та на 18 - 20 % взимку. У той же час північні схи- ли отримують УФ випромінювання на 15 - 20 %															
Станція	1	II	III	IV	V	М	VII	VIII	IX	X	XI	XII		менше. Оптимальні куги нахилу похилої поверхні, яка отримує максимум УФ випромінювання (X 2 400 нм) і орієнтована на південь, змінюються від 40 - 45" взимку до 17 - 20" влітку. Оптимальні умо- ви надходження короткохвильової УФ радіації (X <315нм) має похила поверхня, орієнтована на південь під кутом 10 - 20" у зимові місяці та 8 - 10" у літні. Відносне опромінення інтегральним потоком УФ радіації похилих поверхонь під оп- тимальним кутом нахилу коливається від 100 до															
Бориспіль	7,5	14.8	20,8	24,8	28,2	28,5	27,5	25,2	21.7	17,2	9,7	4,8																	
Полтава	6.8	12.9	19,3	23,1	27,0	26,2	25,8	23,8	20,6	15,6	8.0	4,2																	
Берегове	7.6	14.1	18,0	23,4	27.4	27,4	25,9	24,4	19,4	13,8	8.8	5,8																	
Одеса	8.3	14,7	19,8	23,6	25,6	26,5	25,5	23.1	20,3	15,6	9.3	6.9																	
Болград	10,0	15,6	20.8	24.7	27,2	28,9	25,6	25,3	21,9	17,6	10,5	7,7																	
Херсон	9,9	13,5	21.4	23.7	27.7	27.4	25.3	21,2	21.1	17,2	11,4	7,6																	
Асканія- Нова	10,1	14.2	22,5	24,8	27.8	28.1	26,6	22,0	22,1	18,0	12,0	8.1																	
Карадаг	12,3	18,1	23,7	26,5	28.0	28,8	26,5	26,6	24,3	18.4	12,5	10,3																	
Особливо чітко простежується послаблення УФ ра- діації під час проходження над містом факелів про- мислових викидів.													120 % (табл. 3.1.21). Таблиця 3.1.21 Відносне опромінення (%) прямою радіацією (X 5 400 нм) по- хилої поверхні південної орієнтації за оптимального кута нахилу																
Розподіл найбільш біологічно активної прямої УФ- В радіації (X 5 315 нм) має ряд особливостей, оскіль- ки її надходження більше, ніж уся УФ радіація, зале- жить від загального вмісту озону в атмосфері, чутли- во реагуючи на його сезонні коливання (рис. 3.1.22). Взимку з півночі на південь її полуденна потужність зростає майже у 4 рази (Бориспіль - 16 мВт/м!, Ка- радаг — 63 мВт/м'). Існують великі розбіжності як у вертикальному розподілі короткохвильової УФ раді- ації, так і в її річному ході. У грудні сонячні промені містять мінімум найбільш біологічно активної УФ радіації, максимум її спостерігається у червні - липні. За середніх умов хмарності пряма УФ радіація знач- но зменшується, однак сумарне опромінення УФ радіацією зростає за рахунок активізації процесів ди- фузії, а отже, більшого вкладу розсіяної радіації. Зі збільшенням висоти місцевості пряма УФ раді- ація зростає у середньому на 10 - 12 % на 100 м, а її вертикальний градієнт становить близько 0,72 Вт/м:/100 м. Відбувається більше відносне зростання з висотою УФ радіації (І 315 нм), оскільки її послаб-													Станція		і		II	III	IV	V	VI		VIII	VIII	IX	X	XI		XII
													Бориспіль		112		113	111	104	103	103		104	106	110	115	118		110
													Карадаг		114		114	109	105	104	103		102	105	111	115	119		114
													Одним із визначальних факторів, від якого зале- жить потужність та спектральний склад сонячної радіації, у тому числі ультрафіолетового випроміню- вання, є висота Сонця. Пряма УФ радіація, особливо її короткохвильова частина, різко зростає зі збільшен- ням висоти Сонця. Так, зі зміною висоти Сонця від 15 до 60" короткохвильова УФ радіація (X £ 315 нм) на Карадазі зростає у 20 разів, а весь потік УФ радіації у 6 - 7 разів (табл. 3.1.22). Таблиця 3.1.22 Пряма ультрафіолетова радіація (Вт/м;) за різної висоти Сонця Карадаг																
													Довжина хвилі, нм			Висота Сонця, град.													
																10		15		20		зо		40		50		60	
													<400			2,2		4,6		7,8		14,6		20,2		24,6		28.8	
													5315			0,01		0,03		0,06		1,70		0,31		0,48		0,62	
лення за рахунок молекулярного та аерозольного роз-
сіяння зменшується. Різноманітність гірського рель-
єфу, зокрема схилів різної орієнтації, призводить до
контрастності у розподілі прямої УФ радіації та її фо-
тохімічної та ерітемної активності. Навіть при незна-
чній зміні кута нахилу (віл 10" ло 20") відбувається зро-
стання її інтенсивності порівняно з горизонтальною
» Бориспіль » Карадаг
Рис. 3.1.22. Річний хід потужності прямої УФ-радіацїї
(X <315нм, МВт/м’).
Річний розподіл сум прямої та сумарної УФ
радіації різного часового інтегрування має ряд особ-
ливостей. Мінімальні добові суми прямої раліаиії
спостерігаються у грудні, максимальні у червні, коли
їх значення збільшуються у 7 разів (табл. 3.1.23). Су-
марна УФ радіація є консервативнішою характерис-
тикою і відзначається плавним річним ходом; її зна-
чення віл зими до літа збільшуються у 3 - 3,5 разів.
З півночі на південь спостерігається зростання добо-
вих сум прямої УФ радіації у 3 - 4 рази взимку та на
7 - 10 % влітку; сумарна радіапізі змінюється значно
менше.
Її розподіл протягом дня в окремі місяці має ті ж
особливості, шо і розподіл прямої радіації, однак,
слід зазначити її меншу залежність від хмарності. Як-
що пряма УФ радіація з розвитком хмарності істот-
но зменшується, то сумарна не зазнає таких коли-
вань, оскільки зменшення вкладу прямої радіації
компенсується зростанням вкладу розсіяної, яка за
середніх умов хмарності досить значна. У таких умо-
вах надходження розсіяної УФ радіації посилюється
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
71
Таблиця 3.1.23
Середня добова сума ультрафіолетової радіації (Вт/год м;)
	Вид радіації							
	пряма	сумарна	пряма	сумарна	пряма сумарна		пряма	сумарна
І»1 ІС МЦЬ	(Х5 400нм)				(X 5 315 нм)			
	Бориспіль		Карадаг		Бориспіль		Карадаг	
1	70,0	100	98,2	139,1	0.1	0.9	0.4	2,0
II	128,1	198,2	144,6	216,1	0.5	2.0	0.9	3.8
III	198,0	289,4	212,8	316,0	1.3	4.0	2.0	5,7
IV	230,1	401.2	246,6	418,1	2.4	6,5	2.9	8.0
V	251,2	444,6	260.4	458,6	3,2	10,0	3.7	11.8
VI	252,4	461,2	250.8	478,9	3.6	11.5	3.8	12,7
VII	231,1	435,8	240.8	450,1	3.1	10,8	3.4	11.9
VIII	200,0	318,0	220.8	368,2	2,2	7,4	2.7	8.5
IX	150,4	210,8	178.4	272,0	1,0	4,4	1.8	5,8
X	105,6	136,4	125,8	178,0	0.4	1,8	0.5	2,6
XI	58,6	68,1	75,1	118,6	0,1	0,7	0,4	І 1
XII	35,8	60,1	50,0	77.2	0,07	0,4	0,1	1,0
процесами дифузії і не залежить від коливань озону,
саме тому її потужність значна і досягає 10 - 15 % в
інтегральному потоці, тоді як частка прямої стано-
вить 1,5 - 3,5 % (рис. 3.1.23). Сезонні коливання
вмісту прямої УФ радіації в інтегральний потік до-
сить істотні: взимку' від 0,7 - 2,4 % на півночі до 1.4
- 2,8 % на півдні, влітку зі збільшенням висоти Сон-
ця її частка зростає і становить відповідно 3.2 - 3.4 %
та 3,5 - 3,6 %.
Сума усього потоку прямої УФ радіації за рік май-
же у 50 разів перевищує її найбільш біологічно ак-
тивну частину, а протягом року її розподіл дуже
нерівномірний. Взимку надходить усього 2 - 3 %
річної суми прямої УФ радіації, а влітку — 50 - 60 %.
Весняні суми прямої радіації зростають порівняно з
зимою у 15-20 разів і втричі перевищують їх осінні
значення. Навесні та влітку формування сумарної
УФ радіації відбувається за рахунок її прямої складо-
вої, а взимку та восени - за рахунок розсіяної.
Зовнішня дія УФ радіації на людей виражається в
утворенні фотоерітеми. Максимальну ерітемну та ан-
тирахітну активність має випромінювання в І Вт з
довжиною хвилі 297 нм, шо відповідає 1 ер.
Полуденна інтенсивність прямої ерітемної радіації
(найбільш біологічно активної з довжиною хвиль 315
- 280 нм) за середніх умов хмарності змінюється у
межах 2-10 мер взимку до 60 - 75 мер влітку;
розсіяна радіація значно більша і дорівнює відповідно
• Бориспіль — -« Карадаг
Рис.3.1.23. Доля (%) прямої УФ-радіації (X $ 400 нм)
в інтегральному потоці радіації.
10-20 мер та 170 - 180 мер. Сумарна
ерітемна радіація у полудень протягом
року змінюється від 10 - 20 мер на
півночі до 25 - 255 мер на півдні, а її
значення для усього потоку станов-
лять 50 - 75 мер у зимові місяці та 300
- 350 мер у літні.
Сумарна ерітемна ефективність УФ
радіації в Україні розподіляється та-
ким чином: весь потік УФ радіації
становить 2.8 - 3,0 мер/Вт взимку' та
5,8 - 6,3 мер/Вт влітку, значення її
найбільш біологічно активної частини
зростають до 40 - 140 мер/Вт.
Проведена оцінка режиму природної
УФ радіації, просторового та часового
розподілу її потужності та сум різного
часового розрізнювання, а також
ерітемної ефективності, лає підставу зробити висно-
вок. що територія України відноситься до зони ульт-
рафіолетового комфорту [22|. Північні та центральні
райони відносяться до підзони УФ дефіциту у середині
зими, а південь - до підзони оптимального комфорту.
Результати досліджень режиму УФ радіації можуть
бути використані для вирішення низки практичних
завдань щодо раціонального використання ресурсів
природної ультрафіолетової радіації у сільському та
лісовому господарстві, медицині, будівництві, а також
для виявлення її впливу на довкілля та зміну клімату.
3.1.10.	Природна освітленість
Світловий режим місцевості визначається природ-
ною освітленістю. За умов ясного неба та незначної
хмарності природна освітленість складається з пря-
мої освітленості від променів Сонця та розсіяної
освітленості, яка надходить від неба та відбивається
від земної поверхні, а за умов суцільної хмарності
визначається лише розсіяною освітленістю.
Показники природної освітленості мають наукове
та практичне значення і широко застосовуються у
будівництві, архітектурі, сільському господарстві та
промисловості.
Систематичні спостереження за природною
освітленістю не проводяться, характеристика світло-
вого режиму України отримана за даними актино-
метричних спостережень за 1960 - 1990 рр. та їх пе-
рерахунком за допомогою світлових еквівалентів
кожного виду сонячної радіації.
Природна освітленість горизонтальної поверхні
визначається тими ж самими факторами, шо і сумар-
на радіація: висотою Сонця, хмарністю, прозорістю
атмосфери та характером підстильної поверхні.
За умов ясного неба освітленість підстильної по-
верхні, створювана прямими сонячними променями,
визначається в основному висотою Сонця та про-
зорістю атмосфери (рис. 3.1.24). Максимальна
освітленість (близько 70 клк) досягається за полуден-
ної висоти Сонця та високої прозорості. Для висоти
Сонця Ьо = 50” та низького коефіцієнта прозорості
атмосфери від 0,5 до 0,6 пряма освітленість зни-
жується майже у 2 рази.
72
Освітленість горизонтальної поверхні розсіяним
світлом, крім висоти Сонця і прозорості атмосфери,
залежить від альбедо підстильної поверхні та хмар-
ності. За умов ясного неба розсіяна освітленість
зростає зі збільшенням висоти Сонця, а в хмарну по-
году внаслідок багаторазового відбиття світла віл
підстильної поверхні та хмар розсіяне світло зростає
на 60 - 80 % |21].
Залежність розсіяного світла від прозорості атмос-
фери чітко простежується лише за умов ясного неба,
коли зменшення інтегрального коефіцієнта прозо-
рості від 0,8 до 0,6 призводить до зростання розсіяної
освітленості у 2.5 рази і, навпаки, зростання прозо-
рості та зменшення розсіюючих часток в атмосфері
послаблює розсіяну освітленість (рис. 3.1.25).
Важливий вплив на надходження розсіяного світла
має відбивна здатність підстильної поверхні. Макси-
мальних значень розсіяне світло досягає у полудень за
свіжого снігового покриву. За умов ясного неба сніго-
вий покрив збільшує розсіяну освітленість на 10 - 30
%, а за умов суцільної хмарності — у 1,5 - 2,0 рази.
Світловий еквівалент прямої радіації знаходиться у
зв'язку з її спектральним складом. Процеси молеку-
лярного та аерозольного розсіювання визначають її
1 - коефіцієнт прозорості 0,5 - 0,6;
2 - коефіцієнт прозорості 0,7 -0,8.
Рис. 3.1.24. Залежність прямої освітленості (клк) від висо-
ти Сонця (град.) та коефіцієнта прозорості атмосфери
1 - коефіцієнт прозорості 0,5 - 0,6;
2 - коефіцієнт прозорості 0,6 -0,7.
Рис. 3.1.25. Залежність розсіяної освітленості (клк) від
висоти Сонця (град.) та прозорості атмосфери.
надходження у короткохвильовій ділянці прямої раді-
ації', а вміст вологи в атмосфері — у довгохвильовій (98|.
Зі зміною висоти Сонця від 10 до 65“ значення
світлового еквівалента прямої радіації за безхмарного
неба та середніх умов хмарності зростають на 30 %
(табл. 3.1.24).
Таблиця 3.1.24
Світловий еквівалент прямої та сумарної радіації |клк/кВт м-г)
за різної висоти Сонця
Світловий еквівалент	Висота Сонця, град.						
	10	20	зо	40	50	60	65
Прямої радіації	70	80	92	96	98	100	101
Сумарної радіації	88	94	97	100	101	102	103
Світловий еквівалент сумарної радіації змінюється
від 88 клк/кВт м 'до 103 клк/кВт м2. Його мінливість
досить значна і визначається станом атмосфери. Роз-
рахунковий світловий еквівалент розсіяної радіації
змінюється від 70 до 99 клк/ кВт м!. Вплив вмісту
вологи на світловий еквівалент прямої та сумарної
освітленості проявляється у збільшенні їх мінливості
вранці та ввечері, коли зростає поглинання інтег-
ральної радіації водяною парою. Залежність світло-
вого еквівалента прямої радіації від вмісту вологи в
атмосфері досить істотна: у разі незмінного ко-
ефіцієнта прозорості 0.7 зі збільшенням вмісту воло-
ги від 15 до 30 мм цей показник зростає більше, ніж
удвічі (від 42,8 клк/кВт м2 до 107,1 клк/кВт м2). Це
відбувається тому, шо у реальній атмосфері водяна
пара послаблює інфрачервону радіацію, у результаті
чого зростає частка видимої ділянки сонячного
спектру.
Відмінності у режимі освітленості за умов ясного
неба та суцільної хмарності для добового ходу
розсіяної та сумарної освітленості дані у табл. 3.1.25
За умов ясного неба мінімальне розсіяне світло спос-
терігається взимку вранці та ввечері (4-6 клк), мак-
симальне — влітку у полудень; навесні зі збільшен-
ням висоти Сонця, коли ше є сніговий покрив,
розсіяна освітленість досягає досить високих значень
(17 - 18 клк) внаслідок багаторазового відбиття світла
віл його поверхні.
Взимку сумарна освітленість за умов ясного у допо-
луденні та післяполуденні голини становить 7-15 клк
у північних районах та II - 21 клк на півдні, досяга-
ючи максимуму у полудень (32 - 43 клк). Характер-
ним є те, шо у потоці сумарної освітленості у допо-
луденні та післяполуденні години майже половину
становить розсіяне світло. З подальшим зростанням
висоти Сонця вклад прямої та розсіяної освітленості
у сумарну вирівнюється. Максимальних значень
потік сумарної освітленості досягає влітку, його по-
луденні відмітки становлять 81-93 клк. а основну
роль у його складі відіграє пряме сонячне світло (75
- 81 %).
Хмарність значно послаблює потік сумарної
освітленості, зменшуючи надходження прямих со-
нячних променів та посилюючи процеси дифузії, а за
похмурого стану неба він складається з розсіяної
освітленості. Його значення зменшуються порівняно
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
73
Таблиця 3.1.25
Добовий хід освітленості (клк)
Год, хв	Стан неба	Освітленість							
		розсіяна	сумарна	енвіососі	сумарна	розсіяна	сумарна	розсіяна	1 а 5 > о
		1		IV		VII		X	
Бориспіль									
6 30	Ясно			7	18	10	17		
	Похмуро			8		13			
930	Ясно	7	15	18	67	29	74	10	34
	Похмуро	6		23		31		14	
12 30	Ясно		32		81	18	81	10	52
	Похмуро	14		25		31		15	
1530	Ясно	4	7	10	47	17	57	7	16
	Похмуро	5		17		26		8	
1830	Ясно					8	14		
	Похмуро					9			
Карадаг									
6 30	Ясно			8	15	12	25		
	Похмуро			5		12			
9 30	Ясно	7	21	18	77	20	69	22	46
	Похмуро	8		26		27		17	
1230	Ясно	10	43	17	86	18	93	12	61
	Похмуро	13		27		28		22	
1530	Ясно	6		16	48	16	61	8	22
	Похмуро	5		18		17		9	
1830	Ясно					6	9		
	Похмуро					6			
з безхмарною погодою взимку у дополуденні та
післяполуденні години у 1,5 - 2 рази, а в полудень —
у 2,5 - 3.5 рази, причому ці відмінності зростають з
півночі на південь. Цс пояснюється зростанням у
широтному напрямі вкладу прямого сонячного оп-
ромінення у сумарну освітленість. Така тенденція
зберігається і в інші сезони.
Річний хід полуденної освітленості вказує на роль
прямого та розсіяного світла у його сумарному по-
тоці. У всі сезони співвідношення між прямою та
розсіяною освітленістю як за умов ясного неба, гак і
за середніх умов хмарності, зберігається: потік су-
марної освітленості формується переважно за раху-
нок прямого сонячного світла. За умов ясного неба
вклад прямої освітленості становить 80-81 %, а
розсіяної - 19 - 20 %; така тенденція порушується
лише у зимові місяці, коли вклад розсіяного світла
зростає до 25 - ЗО %.
За середніх умов хмарності роль розсіяного світла
зростає, особливо у північних районах, його вклад у су-
марний потік становить 60 - 70 % взимку та 32 - 42 %
влітку. Частка прямої освітленості досягає макси-
мальних значень влітку (55 - 70 % ). Полуденний
потік сумарної освітленості змінюється у широтному
напрямі та протягом року від 12 до 77 клк (червень -
липень, Карадаг).
Добові суми освітленості за середніх умов хмар-
ності протягом року характеризуються значною
мінливістю. Сумарна освітленість у зимові місяці на
півночі становить 0,29 клк 10* (Бориспіль), зростаю-
чи на півдні згідно з широтним розподілом сонячної
радіації на 50 - 70 % (0.45 клк 10*. Карадаг). У літні
місяці її значення досягають відповідно 3,70 - 4,03
клк 10* (табл. 3.1.26). Добові суми розсіяного світла
за середніх умов хмарності становлять 0,22 - 0,45 клк
10* у грудні, поступово збільшуючись та досягаючи
максимуму у травні - червні (1,53 - 1,77 клк 10*).
Вклад розсіяного світла у його добовий сумарний
потік взимку коливається від 70 на півдні до 80 % у
північних районах; влітку цей показник становить
відповідно 40 та 50 %.
Показники освітленості за сезони та рік наведено
у табл. 3.1.27 Зима характеризується невисокими
значеннями та сутінковим режимом сумарної
освітленості (48 - 64 клк 104). За середніх умов хмар-
ності її зимові суми на 70 - 75 % формуються за ра-
хунок розсіяного світла.
Навесні відбувається перебудова зимового режиму
освітленості на літній. Пряма освітленість, узгоджу-
ючись з висотою Сонця та широтним ходом соняч-
ної радіації, порівняно із зимою зростає на 80 - 90 %,
а її частка у сумарній зростає від 45 % на півночі до
60 % на півдні. Навесні суми прямої освітленості
становлять 92 - 132 клк 10*.
Літо - сезон найбільшої інтенсивності світла, ко-
ли світловий коефіцієнт усіх видів радіації найбіль-
ший, а полуденні значення сумарного потоку
освітленості досягають 95 - 100 клк. Максимальна
сумарна освітленість спостерігається на півдні і дося-
гає 347 - 356 клк 104, а частка прямого сонячного
світла становить 60 - 65 %. У північних районах літні
суми сумарної освітленості на 10 - 15 % менші, а
вклад прямого сонячного світла зменшується до 50 -
55 %. Розглядаючи особливості її сезонного ходу у
пунктах, розташованих на одній широті, але у різних
умовах антропогенного впливу, слід відзначити пос-
лаблюючий вплив на неї забрудненої міської атмос-
фери.
Таблиця 3.1.26
Середня добова сума освітленості (клк 10*) за середніх умов
хмарності
Станція	Освітленість	1	IV	VII	X
Бориспіль	Сумарна	0,48	2,10	3,52	0,90
	Розсіяна	0.39	1.17	1,74	0,52
Полтава	Сумарна	0,48	1,93	3.45	0,90
	Розсіяна	0,35	1.07	1,52	0,52
Одеса	Сумарна	0,54	2,37	3.97	1.19
	Розсіяна	0,39	1,20	1.45	0,58
Карадаг	Сумарна	0,65	2,30	4 10	1,35
	Розсіяна	0,45	1.17	1.42	0,61
Розсіяна освітленість влітку значно менша від пря-
мої і становить 136 - 150 клк 10* на півночі та 128 -
126 клк 10* на півдні.
Починаючи з серпня, відбувається перебудова
освітленості на зимовий режим, а її значення у цьо-
му місяці у 1,5 рази менші, ніж у червні, періоди од-
накової освітленості вранці та ввечері відмічаються
ближче до сходу та заходу Сонця.
Восени, уже починаючи з середини вересня,
закінчується перебудова освітленості на зимовий
74
Таблиця 3.1.27
Сезонна та річна сума освітленості (клкхЮ*)
Станція	Освітле- ність	Зима	Весна	Літо	Осінь	Рік
Бориспіль	Пряма	12	92	159	51	314
	Розсіяна	38	110	150	56	354
	Сумарна	50	202	309	107	668
Полтава	Пряма	11	88	169	51	319
	Розсіяна	37	105	136	55	333
	Сумарна	48	193	305	106	652
Одеса	Пряма	18	108	216	76	418
	Розсіяна	39	112	131	59	341
	Сумарна	57	220	347	135	759
Асканія- Нова	Пряма	18	105	183	75	381
	Розсіяна	45	111	136	59	351
	Сумарна	63	216	319	134	732
Карадаг	Пряма	20	132	228	86	466
	Розсіяна	44	90	128	62	324
	Сумарна	64	222	356	148	790
режим, а в жовтні він повністю встановлюється. Для
листопада характерний сутінковий режим освітле-
ності. З півдня на північ зростає вклад розсіяного
світла у його сумарний потік — від 42 % (Карадаг) до
52 % (Бориспіль). Річна сума освітленості змінюєть-
ся від 652 клк І (У у північних районах, зростаючи до
790 клк 104 на півдні, тобто на 17 %. Річна сума
розсіяного світла на півночі більша, ніж прямого, і
становить 333 - 354 клк І О4. На півдні співвідношен-
ня між прямою та розсіяною освітленістю у річній
сумі її сумарного потоку інше: пряма освітленість на
25 - ЗО % переважає розсіяну (381 - 466 клк І04).
У практичній діяльності, зокрема, у будівництві,
потрібні дані про режим освітленості вертикальної
поверхні різної орієнтації, які залежать від висоти
Сонця та характеру підстильної поверхні. Між її над-
ходженням на горизонтальну та вертикальну по-
верхні існує залежність:
Ев-ЕгхсІ^Но,
(3.1.12)
де Ее - пряма освітленість вертикальної поверхні,
Ег — пряма освітленість горизонтальної поверхні.
Максимум прямої та розсіяної освітленості за се-
редніх умов хмарності спостерігається за висоти
Сонця близько 350 на поверхнях, розташованих пер-
пендикулярно до сонячних променів. Вертикальна
поверхня, орієнтована на південь, найосвітленішою
буває у полудень та близько нього. Максимум сумар-
ної освітленості на вертикальних поверхнях, орієнто-
ваних на схід, спостерігається вранці, на захід — у
післяполудснні години.
Тривалість природного освітлення, яке коливаєть-
ся залежно від критичної освітленості, у широтному
поясі, що охоплює північні райони становить 2500 -
3900 год, у центральних та південних районах — 2500
- 4000 год |98|. У Криму тривалість природного
освітлення зростає від 2800 до 4100 год.
Отримані показники режиму природної прямої,
розсіяної та сумарної освітленості території України
можуть бути застосовані у дослідженні світлового
клімату рослин та процесів фотосинтезу, світлового
клімату будівель для раціонального проектування їх
природної освітленості та для подальшого нормуван-
ня і проектування систем природного та інтеграль-
ного освітлення міст.
3.1.11.	Вміст озону в атмосфері
Озон є важливою складовою частиною атмосфер-
ного повітря. Його вміст значною мірою визначає
режим ультрафіолетової радіації (УФ). Поглинаючи
короткохвильову частину спектра, озон перешкоджає
проходженню до поверхні Землі випромінювання,
яке має хвилі довжиною менше 290 нм. Органічне
життя на Землі у його сучасному вигляді було б не-
можливим, якби не існував подібний "озоновий
щит". З усього потоку сонячної енергії, що надходить
до підстильної поверхні, озон поглинає близько 3 %,
що становить 5хЮ''Дж/добу (таку кількість енергії
можна порівняти з енергією 1000 тропічних циклонів
(76]). Крім захисних властивостей простежується
взаємозв’язок озону з термодинамікою атмосфери.
В атмосфері озон концентрується у вигляді сфе-
ричного шару над поверхнею Землі. Товщина його
становить близько 100 км, з найбільшою щільністю
на висоті 18 - 26 км. Озон за висотою умовно роз-
поділяють на приземний, тропосферний і стратос-
ферний. Надалі аналізується вміст озону у верти-
кальному стовпі атмосфери або вміст озону в атмос-
фері (сумарний озон).
Спостереження за загальним вмістом озону (ЗВО)
в Україні було розпочато у 1973 - 1974 рр. на стан-
ціях Бориспіль, Карадаг, Одеса, Львів. Результати
вимірювань аналізувались сукупно з матеріалами за-
гальносоюзної мережі моніторингу озону. Вибір міс-
церозташування станцій був зумовлений інтересами
та можливостями всієї озонометричної мережі ко-
лишнього Радянського Союзу. Після розпаду СРСР
для відновлення всієї картини розподілу поля ЗВО
над територією України, особливо в її східній час-
тині, де інструментальні наземні спостереження
відсутні, залучалась інформація, отримана зі супут-
никового приладу “ТОМ8 ". У 1990 р. було відкрито
ше дві озонометричні станції - у Києві та Богуславі,
де синхронно вимірювались значення загального
вмісту озону в атмосфері і сонячна ультрафіолетова
радіація у діапазоні УФ-А (ЗІ5 - 4(Х) нм) та УФ-Б
(280 - ЗІ5 нм).
Результати аналізу сумісних спостережень дозво-
лили встановити взаємозв'язок між загальним
вмістом озону, хмарністю, альбедо підстильної по-
верхні та сонячною ультрафіолетовою радіацією.
Завдяки виявленому взаємозв'язку між вмістом озо-
ну та фізичним станом атмосфери, з одного боку, та
потужністю УФ-радіацп — з іншого, стало можливим
організувати моніторинг УФ-опромінення з метою
попередження та мінімізації негативних наслідків у
випадку появи озонових аномалій або довготерміно-
вих знижень загального вмісту озону.
Існуючий 28-річний ряд спостережень дозволяє
провести аналіз режиму озону, в тому числі виявити
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
75
ситуації, що характеризуються інтенсивним і трива-
лим зниженням загального вмісту озону — “озонови-
ми дірками". Озоновою аномалією вважається випа-
док, коли відхилення (ДХ) між виміреним значенням
загального вмісту озону та кліматологічною нормою
для даного дня і конкретних географічних координат
була: ДХ £ |2,5о |, де о - середнє квадратичне відхи-
лення. Випадок, коли |2о| 5 ДХ < |2,5о |, відноситься
до розряду критичних ситуацій. Слід зазначити, що
різниця може бути як позитивною, так і негативною,
що відповідає надлишку або нестатку озону. Тому
озонові аномалії включають періоди не тільки з ве-
ликим дефіцитом озону, але й аномалії з надлишком
озону, оскільки останні також відносяться до несп-
риятливого впливу на біосферу та здоров'я людини.
На рис. 3.1.26, 3.1.27 і табл. 3.1.28 представлено
кліматологічну норму озону: середні добові та се-
редні місячні значення загального вмісту озону, а та-
кож відповідне
значення зареєстроване у 1992 р. становить 204 оди-
ниці Добсона, а максимальне - досягло 555 одиниць
Добсона у 1987 р.) необхідно враховувати клімато-
логічну норму для кожного пункту спостереження.
Останнє пов'язано, в основному, з наявністю широт-
ного ходу вмісту озону. У Північній півкулі зі збіль-
шенням широти зростає також і кількість озону
(кліматологічні норми Борисполя та Львова вище
відповідних норм Одеси та Карадагу).
Поряд із широтним ходом ЗВО спостерігаються і
його зміни за довготою |76|, але вони істотно менші
і для порівняно невеликої території України цими
змінами можна знехтувати.
На рис. 3.1.28 представлено розподіл середнього
квадратичного відхилення загального вмісту озону,
осередненого для всіх озонометричних станцій Ук-
раїни (за період 1973 - 2000 рр.). Закономірність роз-
поділу загального вмісту озону близька до нормаль-
квадратич не
відхилення.
Річний хід озо-
ну характери-
зується макси-
мумом навесні
та мінімумом
восени. За та-
ких обставин
розкид серед-
ніх добових та
середніх місяч-
них значень за-
гального вмісту
озону може пе-
ревищувати 100
одиниць Доб-
сона. У зв'язку
з цим під час
визначення
низьких або ви-
соких значень
загального
вмісту озону
(мінімальне
Таблиця 3.1-28
Середній місячний загальний вміст озону та його середнє квадратичне відхилення (одиниці Добсона)
Характеристика	1	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII
Київ												
Загальний вміст озону	337	363	367	372	363	347	335	321	308	291	299	314
Середнє квадратичне відхилення	40	46	33	зо	24	19	20	19	22	21	29	37
Богуслав												
Загальний вміст озону	343	362	368	383	370	356	340	334	317	299	310	324
Середнє квадратичне відхилення	41	46	33	зо	28	24	22	21	27	24	24	35
Бориспіль												
Загальний вміст озону	347	381	383	400	386	369	355	341	319	304	305	324
Середнє квадратичне відхилення	41	45	45	38	31	25	25	23	24	27	31	38
Львів												
Загальний вміст озону	345	373	385	390	376	363	349	331	312	296	298	321
Середнє квадратичне відхилення	44	46	42	35	27	25	22	21	22	25	27	40
Одеса												
Загальний вміст озону	355	379	394	396	383	365	346	334	322	305	311	332
Середнє квадратичне відхилення	41	43	40	37	28	24	24	20	22	23	26	34
Карадаг												
Загальний вміст озону	345	364	380	378	369	353	332	323	312	301	304	324
Середнє квадратичне відхилення	39	42	40	36	31	26	20	18	21	22	27	34
76
Рис. 3.1.28. Розподіл середнього квадратичного відхилення (о)
загального вмісту озону (одиниці Добсона).
ного закону розподілу. Спостерігається деяке зміщен-
ня кривої у бік від'ємних значень, шо свідчить про те,
що у зазначений період число днів зі зниженим
вмістом озону перевищує число днів із підвищеним
його вмістом. Відносно озонових аномалій спос-
терігається зворотна картина: число позитивних ано-
малій досягало 116 випадків за максимального відхи-
лення 4,5о(6 січня 1979 р.), а від'ємних — тільки 17 за
максимального відхилення - 3,2о (29 січня 1992 р.).
Характерно, шо позитивна аномалія спостерігається у
будь-який період року, у той час як від'ємна - в ос-
новному взимку і навесні. Тривалість аномалій також
різна: час існування позитивної аномалії досягав у се-
редньому 5-6 діб. тоді як гривалість від’ємної ано-
малії істотно менша (тільки одна з них - 6 - 9 люто-
го 1990 р. досягла 4 діб). За два останні роки озонові
аномалії не спостерігались (останні від'ємні аномалії
зареєстровано у 1997 р., позитивні — 1998 р.).
Для визначення тренду динаміки озону у період 1986
- 1990 рр. застосовувалась кусочно - лінійна функція,
Рис. 3.1.29. Загальний вміст озону (одиниці Добсона)
за окремі роки.
що одержала назву "хокейної клюшки” і
представляє метод безперервного "зшивання"
поліномів нульового та першого порядків.
Метод використовувався для аналізу рядів за-
гального вмісту озону з метою виявлення
критичних періодів, під час яких відмічалось
різке виснаження цього шару. Критичний
момент спочатку відносили до 1969 р., потім
до 1979 р.
У процесі регресійного аналізу загально-
го вмісту озону розглядались ряди середніх
місячних значень на станціях Бориспіль,
Карадаг, Одеса та Львів, а також осереднені
їх значення. Дані спостережень за ЗВО у
Києві та Борисполі були виключені з огля-
ду на недостатність періоду спостережень.
Як регрссори використовувались:
•	гармоніки річного ходу;
•	значення екваторіального вітру на 7
стандартних рівнях:
•	інтенсивність потоку випромінюван-
ня Сонця на довжині хвилі 10,7 см;
•	фактори впливу вулканів Іль-Чочон
та Пінатубо (останні аналітично представ-
лялись у вигляді одиничних прямокутних
імпульсів протяжністю 25 місяців після виверження);
• час (тренд).
Залишки рядів підлягали авторегресійному розкла-
данню, а потім досліджувались на білий шум за
близькістю значень статистики Дарбина - Уотсона до
2 і за відхиленнями від лінійності інтегрованої
періодограми залишків.
Внаслідок проведеного регресійного аналізу по-
ля загального вмісту озону із застосуванням ку-
сочно-лінійних функцій для осереднених рядів
1973 - 1996 рр. і 1973 - 2000 рр. були отримані трен-
ли 2,8 ± 0,6 і 2,1 ± 0,2, шо свідчить про поліпшення
озонового стану та стабілізації загального вмісту
озону на рівні, близькому до кліматологічної норми.
Піл час аналізу даних озономегричних станцій
Північної півкулі у смузі 40 - 60і було встановлено,
що значно краще тренд описується поліномом 2-3
ступеня (коефіцієнт достовірності апроксимації К-
для кусочно-лінійної функції та поліному 2 ступеня
виявились рівними 0,6714 і 0,8683 відповідно). Інтер-
поляцію загального вмісту озону за результатами
осереднених на всіх станціях середніх річних значень
ЗВО поліномом 3 ступеня наведено на рис. 3.1.29, із
розгляду якого простежуються квазідворічні коли-
вання загального вмісту озону, пов'язані з періодич-
ною (2-3 роки) зміною напряму вітру тропічної
стратосфери |4].
Максимум загального вмісту озону спостерігався
наприкінці 70-х - на початку 80-х років, мінімум — у
1993 р.
Отже, еволюція озону має довгочасову складову з
періодом декількох десятків років і пов'язана з при-
родними процесами в атмосфері. Спостережені по-
рушення у кліматологічному ході загального вмісту
озону більшість учених пов'язують з впливом антро-
погенної діяльності.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
77
3.2. ВПЛИВ ЗАГАЛЬНОЇ ЦИРКУЛЯЦІЇ АТМОС-
ФЕРИ НА РЕГІОНАЛЬНИЙ КЛІМАТ І ПОГОДУ
Осереднсння баричних полів Північної півкулі для
кожного місяця за значну кількість років дає уявлен-
ня про загальний характер циркуляції атмосфери і
розподіл тиску повітря. У результаті такого оссред-
нення визначається положення стаціонарних круп-
номасштабних атмосферних центрів у виг-
ляді областей високого і низького тиску,
які називають центрами дії загальної цир-
куляції атмосфери (ЦДА). У Північній
півкулі в кожному сезоні є свої центри дії
атмосфери. У зимовий сезон відмічається
тривихорова планетарна фронтальна зона
(ПВФЗ), яка пов'язує три висотні гребені
- Північно-Атлантичний, Сибірський і
Канадський максимуми — та замкнуті між
ними Європейський, Алеутський та Іслан-
дський мінімуми. Кожний із цих ЦДА
формує свої погодні умови і кліматичний
режим регіону. Незважаючи на те, шо Ук-
раїна знаходиться в області Європейської
улоговини, на її територію значною мірою
впливає теплий Північно-Атлантичний і
холодний Сибірський максимуми. Взимку
Північно-Атлантичний максимум в Ук-
раїні формує теплу і малосніжну зиму.
Сибірський максимум — сувору і морозну, Євро-
пейська улоговина — м'яку, сніжну зиму і сприяє пе-
реміщенню південних циклонів. Влітку Україна зна-
ходиться під впливом також трьох центрів дії атмос-
фери: Азорського максимуму. Європейської улогови-
ни (остання розмішується східніше ніж зимою) і
східного термічного гребеня високого тиску. Розви-
нуті області високого тиску формують посушливі по-
годні умови. Зміна інтенсивності або положення
центрів дії атмосфери відносно середнього або
кліматичного географічного положення спричинює
зміну погодних умов у прилеглих регіонах. Утриман-
ня такої ситуації протягом двох-трьох тижнів зумов-
лює середні місячні аномалії погодних умов у
Північній півкулі й окремих регіонах.
Отже, зміна циркуляції атмосфери пов'язана зі
зміною характеру центрів дії атмосфери. Тривала
зміна циркуляшї у межах десятиріччя призводить до
зміни регіонального клімату 1245, 246|. Тому інтен-
сивність і відхилення від географічного положення
центрів дії атмосфери особливо важливо враховувати
під час дослідження зміни глобального і регіонально-
го клімату і розроблення довгострокових прогнозів
погоди на місяць або сезон.
Зміни великомасштабної циркуляції атмосфери
протягом XX ст. та їх вплив на погодні умови і ре-
гіональну циркуляцію.
Зміна глобальної температури повітря. У віковому
ході аномалії глобальної температури виділяють три
періоди з різним характером її зміни у часі (рис. 3.2.1):
•	період первинного потепління XX ст. (початок
століття — кінець 40-х років), який характеризувався
інтенсивним підвищенням температури;
•	період стабілізації (кінець 40-х — кінець 70-х
років), коли відмічалась відносна стабільність гло-
бальної температури повітря на рівні значень кінця
попереднього періоду;
•	період вторинного потепління XX ст.(кінець 70-х
років до теперішнього часу), протягом якого відбува-
лось нове інтенсивне підвищення температури з ре-
кордними значеннями в останні десятиріччя XX ст.
Зміна регіональної температури повітря відповідає
глобальним змінам температури повітря, кількості
опадів, які у свою чергу є похідними від зміни харак-
теру та інтенсивності циркуляції атмосфери протя-
гом останнього століття. Регіональна циркуляція ат-
мосфери є складовою частиною загальної і формує
режим метеорологічних величин у регіоні. Дослід-
ження великомасштабної і регіональної циркуляції
атмосфери повітря належить до складної проблеми
зміни клімату, яка і на сьогодні залишається не
вирішеною.
Існує багато різних гіпотез стосовно змін клімату,
проте до цього часу більшість гіпотез не було підтве-
рджено або викликало різні заперечення. Досліджен-
ня великомасштабної і регіональної циркуляції ат-
мосфери доповнюють і пояснюють зміну режиму
температури і опадів регіону.
Великомасштабна циркуляція атмосфери нижньої
тропосфери у різні періоди глобальної температури
повітря XX ст. Великомасштабна циркуляція атмос-
фери формує неоднорідний просторовий розподіл
аномалії температури повітря і кількості опадів на
земній кулі. Тому віковий хід температури повітря і
опадів в окремих районах земної кулі і сезонах різний
і відрізняється від глобального ходу [56, 108, 240, 241,
243, 248]. У сучасних дослідженнях вікових змін і ко-
ливань атмосферних процесів планетарного масшта-
бу основним інструментом є відомі макромасштабні
типізації Вангенгейма-Гірса, Дзсрдзеєвського. Голов-
ним результатом таких робіт вважається визначення
тривалості і частоти формування різних цирку-
ляційних механізмів і форм циркуляції, зміна
співвідношення яких у різні періоди характеризує
78
спрямованість розвитку загальної циркуляції атмос-
фери |70, 72. 165, 200. 224|.
Для дослідження змін клімату шляхом зіставлення
осередненої циркуляції атмосфери повітря Північної
півкулі кожного з наведених више основних періодів
глобальної температури XX ст. використано середні
поля приземного атмосферного тиску за періоди
1881 - 1940 рр. (розраховані у ГГО), 1951 - 1980 рр.
(представлені ГМЦ СРСР як попередній базовий
період) і 1980 - 1995 рр. (розраховані за даними
ВНДГМ1-СЦД в УкрНДГМІ). Розподіл середнього
приземного атмосферного тиску досить повно харак-
теризує циркуляцію атмосфери виділених вище
періодів осереднення з різним глобальним термічним
режимом.
Період первинного глобального потепління припа-
дає на 1881 - 1940 рр. У холодний період року особ-
ливості циркуляції атмосфери визначалися положен-
ням Ісландського мінімуму, центр якого з тиском
995 гПа знаходився на 30м зх.д. і 60" пн.ш. Його об-
ласть поширювалася на південь над Атлантикою до
40" пн.ш. і охоплювала Скандинавський півострів, а
також область підвищеного тиску над південною
частиною Атлантики, шо вузькою смугою проходила
південною територією Європи і з’єднувалася з висту-
пом Сибірського максимуму.
Період стабілізації глобальної температури
відмічався у 1951 - 1980 рр. Розподіл середнього при-
земного атмосферного тиску помітно відрізнявся від
попереднього періоду. Взимку в області Ісландсько-
го мінімуму відмічалася поява другого центру, який
утворював над Європою улоговину, витягнуту на
південь до району формування Середземноморських
циклонів. Ця улоговина розмежувала смугу підвище-
ного тиску на Сибірський і Північно-Атлантичний
максимуми, що призвело до зниження тиску над
Центральною Європою. Тиск зменшувався також у
виступі Північно-Атлантичного антициклону, вплив
якого поширювався на південно-західну частину
Європи.
Циркуляція атмосфери третього періоду, який ха-
рактеризувався значними зростаючими додатними
аномаліями глобальної температури, істотно
відрізнявся віл циркуляції атмосфери двох попе-
редніх періодів. У холодний період це проявлялося у
зміщенні виступів Північно-Атлантичного і Сибірсь-
кого антициклонів і Європейської улоговини на схід.
Під час перетворення середнього баричного поля
відмічалося значне підвищення атмосферного тиску
у південній частині Європи (у виступі Північно-Ат-
лантичного антициклону) і послаблення Сибірського
максимуму у західному напрямі.
Взимку осереднене положення баричного призем-
ного поля першого періоду для території України
визначалося впливом західного виступу Сибірського
максимуму з низькою температурою повітря, виник-
ненням радіаційних туманів і тривалим утриманням
снігового покриву.
Осереднене положення баричного приземного по-
ля другого періоду характеризувалося впливом
західного виступу Сибірського антициклону тільки на
сході країни, а на решті території перебувала улого-
вина низького тиску, що супроводжувалось пом'як-
шенням клімату. Однак, нерідко улоговина сприяла
вторгненню холодного арктичного повітря і посилен-
ню західного виступу Сибірського максимуму, тобто
різкому і тривалому зниженню температури повітря
до значних від'ємних аномалій, утворенню високого
снігового покриву і радіаційних туманів.
Зимою осереднене поле приземного атмосферного
тиску третього періоду зумовлювалося поширенням
впливу на територію України субтропічного макси-
муму з теплішими зимами і опадами переважно у
вигляді мокрого снігу і дощу. Зимою останнього де-
сятиріччя порівняно з попереднім періодом перева-
жали опади у вигляді дощу зі значною додатною ано-
малією середньої місячної температури повітря.
Зміни середньої приземної циркуляції від періоду
до періоду відбувалися також і у літній сезон. Вони
проявлялися значно менше, оскільки інтенсивність
циркуляції атмосфери у теплий період істотно пос-
лаблена порівняно з холодним. Найзначніші перет-
ворення приземної циркуляції атмосфери характерні
для останнього періоду. Вони проявляються у поши-
ренні на схід області Азорського антициклону.
У літній сезон у зазначені періоди циркуляції! ат-
мосфери також зумовлювала різні погодні умови в
Україні. На початку періоду погода характеризувала-
ся тривалими посушливими синоптичними процеса-
ми, що формувалися у сухому жаркому повітрі
Азорського максимуму, який часом поповнювався
ядрами холодного повітря. За таких умов коротко-
часно знижувався температурний фон, але характер
вологості не змінювався.
Протягом другого періоду погодні умови влітку
формувалися під впливом розмитого баричного по-
ля, в основному циклонічного характеру. Відмічали-
ся тривалі дощі і зниження температури повітря.
У третій період синоптичні процеси літом визнача-
лися вузькою улоговиною, спрямованою на Україну
з півночі. Погодні умови порівняно з попередніми
періодами були мінливішими.
Отже, циркуляції» атмосфери повітря на території
Єваропи на початку століття відрізнялася від цирку-
ляції атмосфери останніх десятиріч. Зима наприкінці
століття стала дощовою і теплою, а літо — дощовим
і прохолодним.
Слід зазначити, шо глобальне потепління первин-
ного періоду відбувалося під впливом літніх синоп-
тичних процесів, які сприяли виникненню посухи
над територією Європи, а глобальне потепління вто-
ринного періоду — внаслідок процесів, шо формува-
ли теплі зими.
Великомасштабна циркуляція атмосфери на середнь-
ому рівні тропосфери. Циркуляція атмосфери біля по-
верхні землі тісно пов'язана з системою довгих хвиль у
середній тропосфері. Положення центрів дії атмосфе-
ри, які впливають на погодні умови Європи і України,
за останні десятиріччя проявляються на середньому
рівні тропосфери. На рис. 3.2.2 показана функція се-
реднього значення геопотенціалу 500 мб поверхні від
довготи для центральних місяців зими і літа.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
79
зх.д. 50	0	50	100	150 сх.д
ДОВГОТА
Рис 3.2.2. Розподіл меридіонально осередненого
геопотенціалу (гп.дам) на середньому рівні
тропосфери.
Області максимального значення геопотенціалу
відповідають положенню Північно-Атлантичного і
Сибірського максимумів, між ними знаходиться
Європейська улоговина. Криві окремих років остан-
нього десятиріччя зміщені на схід відносно кліматич-
ної кривої 1950 - 1974 рр. Кожний центр дії формує
свої погодні і кліматичні умови регіону. Зміна геог-
рафічного положення або інтенсивності центрів дії
атмосфери супроводжуються зміною погодних умов.
У випадку, коли така зміна утримується декілька діб,
на кліматі регіону це істотно не позначиться. Якщо
ж аномальний характер центру дії атмосфери і вик-
ликані ним аномальні погодні умови утримуються по-
над десять років, то це призводить до зміни клімату.
Важливим чинником регіонального клімату Євро-
пи і України у зимовий сезон протягом століття був
Сибірський максимум. В останні десятиріччя відбу-
лися істотні зміни його положення та інтенсивності.
На середньому рівні тропосфери Сибірський макси-
мум зазвичай розвинутий слабше, ніж інші кліма-
тичні області підвишенного атмосферного тиску,
оскільки він формується внаслідок вторгнення арк-
тичного повітря у тилу циклонів, що змішуються на
південь Західного Сибіру. Арктичне повітря затри-
мується Тянь-Шаньським хребтом і трансформація
його сповільнюється радіаційним вихолоджуванням.
Після тривалого накопичення і вихолоджування
важке холодне повітря розтікається біля поверхні
землі, досягаючи іноді у вигляді виступів підвишен-
ного тиску', Західної Европи. В останні десятиріччя
внаслідок його зміщення на схід Сибірський макси-
мум став теплим, тому холодне повігря з Сибіру не
поширюється на територію України і не формує зи-
мою тривалий аномально холодний температурний
режим. Східна периферія Атлантичного максимуму,
у період його загострення, сприяє короткочасному
проникненню арктичного холодного повітря. Тим
самим зимою різко порушується сталий аномально
теплий режим погоди, шо призводить до різких пе-
репадів середньої добової температури повітря, які
супроводжуються значним посиленням вітру.
Еволюція великомасштабної циркуляції атмосфери
протягом XX ст. Для дослідження еволюції великома-
сштабної циркуляції атмосфери повітря протягом XX
ст. середні поля атмосферного тиску трьох періодів
глобальної температури представлено у вигляді век-
тора-рядка:
Хі = /ху Л =<х,,, Х,7,...,Х^
/=/, 2, 3, )=1,2,...,Н ,
де х — значення тиску повітря в у-ому вузлі геог-
рафічної сітки. N - кількість вузлів регулярної геог-
рафічної сітки на території Атлантико-Європейсько-
го сектора з кроком за довготою і широтою 5*.
Відхилення середнього приземного атмосферного
тиску повітря періодів інтенсивного підвищення
глобальної температури 1908 - 1944 рр. — И, і 1980 -
1995 рр. — П} від перехідного періоду 1951 - 1980 рр.
- І22 розраховано для кожного місяця року |154|.
Сезонні особливості зміни середньої циркуляції
атмосфери в окремі періоди простежуються у цент-
ральні місяці теплого і холодного періодів року.
Відхилення середніх місячних значень приземного
атмосферного тиску:
А42/2 =12/	X11 —Хц,Х р—Х22,... Л іц~Х2н),
у зимовий сезон характеризується тим. шо область
додатних відхилень розташовується над територією
Європи (рис. 3.2.3). Максимальні її значення
відмічаються у районі Середземного моря і досяга-
ють 5 гПа. інша область додатних відхилень з макси-
мальними значеннями 3 гПа знаходиться північніше
Скандинавського півострова.
Осередки від'ємних відхилень досягають 4 гПа і
розташовані над Атлантикою і Західним Сибіром,
поширюючись на Скандинавський півострів і північ
Європейської території Росії.
Просторовий розподіл відхилень середнього при-
земного тиску
АЙ# =	Х2), Х32~Х22>‘"> хЗН~~х2і'і)’>
характеризує сучасну зміну циркуляції атмосфери
повітря відносно перехідного періоду ІК Положення
осередків додатних і від'ємних відхилень аналогічно
дй,2 (рис. 3.2.36). Це проявляється у зменшенні ат-
мосферного тиску в області Сибірського антицикло-
ну до 8 гПа. Водночас над Європою відмічається
80
зрослання атмосферного тиску на 6 - 7 гПа як
наслідок поширення на схід виступу Північно-Атлан-
тичною пеніру дії атмосфери. На півночі Атлантики
відбулося падіння атмосферного тиску на 6 - 8 гПа.
Отже, іміни середньої циркуляції атмосфери ос-
танніх десятиріч Я, відносно іі, майже удвічі пере-
вищують відповідні значення змін першого періоду
сучасною глобального потепління І2, відносно
Влітку атмосферний тиск біля землі у періоди Я, і іі,
відносно И: у цілому змінюється незначно (рис. 3.2.4).
Просторовий розподіл осередків додатних і від'ємних
відхилень середнього приземного атмосферного тис-
ку двох періодів глобального потепління подібний.
Від’ємні відхилення відмічаються над Атлантикою і на
периферії Арктичного і Азіатського центрів дії атмос-
фери. їх максимальні значення дорівнюють (2 - 3) гПа.
Для відхилень періоду 1980 - 1995 рр. виділяється
район, розташований північніше Скандинавського
півострова, де падіння атмосферного тиску стано-
вить 6 гПа, що вка-
зує на виникнення
нового циклонічно-
го утворення. В
обох випадках біль-
ша частина Європи
перебуває в області
з додатним (2 гПа)
відхиленням тиску.
Відмінність полягає
в тому, шо у період
1881 - 1940 рр. зна-
чення атмосферно-
го тиску, були вищі
порівняно з 1951 -
1980 рр. і відміча-
лись над західною
половиною Європи.
У районі ж Євро-
пейської улоговини
тиск майже не змі-
нювався. Для зміни
поля тиску останніх
десятиріч характер-
не поширення об-
ласті додатніх від-
хилень на всю тери-
торію Європи і
збільшення їх зна-
чень над Централь-
ною і Східною Євро-
пою.
Виявлені особли-
вості відхилення се-
редньої циркуляції
атмосфери у періо-
ди різкого підви-
щення глобальної
температури повіт-
ря XX ст. відносно
періоду стабільної
глобальної темпера-
пн.ш
а
тури вказують на те, що перетворення великомасш-
табної циркуляції атмосфери протягом століття було
однонаправленим: у періоди глобального потепління
на початку і наприкінці XX ст. відмічається однако-
ва тенденція, значення якої подвоїлося наприкінці
століття. Отже, необхідно відмітити, що зміни цир-
куляції атмосфери, які призвели до сучасного її ста-
ну, почалися шс на початку XX ст.
Дослідження змін основних метеорологічних вели-
чин показало, шо наприкінці століття відмічалося
підвищення середньої температури повітря і збіль-
шення кількості опадів за рік майже на всій території
України. Потепління посилювалося у напрямі з
півдня на північ і перевищувало ГС у північних
районах. Зміни зазначених метеорологічних величин
мають певні сезонні особливості. Взимку підвищен-
ня температури повітря у центральних районах дося-
гало 2°С. Влітку відмічалося зниження температури
до І*С у південних і західних районах. Просторовий
а - 1881 - 1940 і 1951 - 1980 рр; 6-1980- 1995 і 1951 - 1980 рр.
Рис. 3.2.3. Різниця значень приземного атмосферного тиску (гПа) середніх баричних
полів. Січень.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
81
розподіл осередків зміни кількості опадів утримував-
ся протягом року і характеризувався у цілому за рік
їх збільшенням у центральних районах і незначним
зменшенням на решті території.
Отже, за станом циркуляції атмосфери Атлантико-
Європейського регіону і погодних умов протягом
XX ст. встановлено, що великомасштабна цирку-
ляція атмосфери повітря і сформована нею регіо-
нальна циркуляція над територією України на почат-
ку столізтя відрізнялися від циркуляції атмосфери
останніх десятиріч. Взимку на початку століття вся
Україна перебувала під впливом Сибірського макси-
муму, у середині століття — тільки східна половина,
наприкінці століття вплив Сибірського антициклону
відсутній. Влітку на початку століття країна перебу-
вала під впливом баричної улоговини, зі зміщенням
виступу Азорського антициклону на схід, у середині
століття піл його впливом опинилася західна части-
на. а наприкінці стазіття - майже вся територія. У
результаті погодні
умови наприкінці
століття взимку
змінилися на до-
щові і теплі, а
влітку — на дощові і
прохолодні. Глобаль-
не потепління почат-
ку століття визнача-
ли літні атмосферні
процеси над терито-
рією Європи, а кінця
століття - теплі зи-
мові.
Розрахунок відхи-
лень середніх полів
приземного тиску
періодів підвищен-
ня глобальної тем-
ператури початку і
кінця XX ст. від
полів періоду її
стабілізації показав
однакове географія -
не положення осе-
редків додатних і
від'ємних відхилень
в обох випадках.
Для пазів відхилень
коефіцієнт анало-
гічності за знаком
аномалії, осередне-
ний за рік, стано-
вить: р = 0.6, шо
вказує на співпа-
дання знака ано-
малії у середньому
на 80 % території
Європи. Разом з
цим значення від-
хилень наприкінці
століття перевищує
їх значення на початку століття приблизно вдвічі.
Еволюція крупномасіптабної циркуляції атмосфери
Північної півкулі у другий період сучасного глобального
потепління клімату.
Дзя виявлення характеристики крупномасштабної
циркуляції атмосфери повітря Північної півкулі окре-
мих десятиріч (1964 - 1973, 1974 - 1983 і 1984 - 1995 рр.)
розраховано середні місячні та еталонні фактичні
поля приземного атмосферного тиску і геопотенціалу
ізобаричної поверхні 500 гПа дзя кожного місяця за
вказані десятиріччя.
Нижче представлено аналіз стану і динаміки цир-
куляції атмосфери в Атлантико-Європейському
регіоні (35 - 75 пн.ш. і ЗО зл - 80" схл.) для централь-
них місяців холодного (січень) і теплого (липень)
періодів року [197].
Середня циркуляція атмосфери характеризується
станом квазістаиіонарних центрів дії атмосфери.
Зміни у режимі циркуляції від десятиріччя до
82
пн.ш.
50	-40 -ЗО -20	-10	0	10	20 ЗО 40	50	60 ТО 80
-ЗО	-20	-10	О	10	20	ЗО	40	50	60	ТО
ЗХ.Д.	СХ.Д.
а - 1964 - 1973 рр.; б - 1974 - 1983 рр.; в - 1984 -1995 рр.
Рис. 3.2.5. Середні поля приземного атмосферного тиску (гПа). Січень.
десятиріччя проявляються у зміні положення і інтен-
сивності ЦДА.
Через те, що середня циркуляція атмосфери харак-
теризує тільки загальні закономірності крупномасш-
табної циркуляції атмосфери, крім середніх бага-
торічних полів визначено еталонні баричні поля
приземного тиску і геопотенціалу на середньому
рівні тропосфери, шо характеризують синоптичний
процес з найбільшою частотою формування.
Ймовірність появи такого процесу становить 60 - 70 %.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
83
Еталонне поле відображає переважне або кліматичне
положення баричних утворень у кожному місяці за
окремі десятиріччя. Отже, еталонні процеси мають
провідну роль у формуванні режиму циркуляції ат-
мосфери і клімату' регіонів Північної півкулі. Зміна
таких процесів від десятиріччя до десятиріччя визна-
чає мінливість клімату у відповідних часових масш-
табах.
Еталонне поле визначається як поле з мінімальним
квадратом відстані від інших полів вибірки.
Холодний період року. Середня циркуляція атмос-
фери у січні кожного десятиріччя, шо досліджувало-
ся, має свої особливості (рис. 3.2.5).
У період 1964 - 1973 рр. виступ Сибірського анти-
циклону розповсюджувався далеко на захід, досягаю-
чи центральної частини Європи (рис. 3.2.5).
Північно-Атлантичний максимум був розвинутий
слабо, його вплив обмежувався південно-західною
акваторією Північної Атлантики. Ці дві області висо-
кого тиску розмежовувала барична улоговина,
пов'язана з Ісландським мінімумом, який представ-
ляв собою обширну область низького тиску над Ат-
лантичним океаном.
У період 1974 - 1983 рр. (рис. 3.2.5) порівняно з
попереднім десятиріччям відбувалося зміщення на
схід на 10 - 15“ довготи периферії як Північно-Атлан-
тичного. так і Сибірського максимумів і підвищення
тиску у центрі Північно-Атлантичного антициклону
(з 1020 до 1023 гПа). Інтенсивність Ісландського
мінімуму змінювалась неістотно, але його вплив не
поширювався на південь Європи, як це було у попе-
редньому десятиріччі. У зв’язку з цим відмічалося
підвищення атмосферного тиску у перемичці, яка
з'єднувала Північно-Атлантичний і Сибірський мак-
симуми. Помітним було також зміщення на схід осі
Європейської улоговини.
У період 1984 - 1995 рр. спостерігалися найз-
начніші зміни середньої циркуляції атмосфери, що
продовжували тенденцію, яка намітилась у попе-
реднє десятиріччя (рис. 3.2.5) внаслідок подальшого
зміщення на схід (близько ЗО" довготи) області
Північно-Атлантичного максимуму (порівняно з по-
ложенням у 1964 - 1973 рр.). Під його вплив підпада-
ла більша частина території Європи, включаючи
західні області України. Відмічалося також підвищен-
ня атмосферного тиску до 1025 гПа у центрі цього
ЦДА (для порівняння: у 1964 - 1973 рр. воно стано-
вило 1020 гПа, а в 1974 - 1983 рр. — 1023 гПа) і заг-
либлення Ісландського мінімуму з 1000 до 995 гПа.
Значно зменшилась за останнє десятиріччя територія
поширення впливу Сибірського антициклону. Так,
якщо у 1964 - 1973 рр. західна периферія антицикло-
ну досягала 20” сх.д. і охоплювала більшу частину
Східної Європи; у 1974-1983 рр. — 40і сх.д., вплив ан-
тициклону поширювався на територію Поволжя, то у
1986 - 1995 рр. Сибірський максимум обмежувався із
заходу 50’ сх.д. Отже, зміщення на схід Сибірського
центру дії атмосфери за останнє десятиріччя
порівняно з періодом 1964 - 1973 рр. становило
близько 30°. Разом зі зміщенням кліматичних облас-
тей високого тиску відмічалась аналогічна зміна
положення осі баричної улоговини над Європою і
підвищення атмосферного тиску з 1020 гПа в 1974 -
1983 рр. до 1022,5 гПа в 1986 - 1995 рр. у перемичці,
шо з'єднувала Північно-Атлантичний і Сибірський
максимуми.
Як уже відмічалось, провідну роль у формуванні ре-
жиму приземної циркуляції має її стан на вищих
рівнях тропосфери. Особливо чітко це проявляється у
холодний період року, коли вплив сонячної радіації
на циркуляцію атмосфери мшімальний. На середньо-
му рівні тропосфери також можна виділити центри
дії, які об'єднані висотною фронтальною зоною
(ВФЗ) у систему баричних гребенів і улоговин. У зи-
мовий сезон ВФЗ Північної півкулі має переважно
тривихорову конфігурацію з трьома баричними гребе-
нями - Північ но-Атлантичний (Азорський), Сибірсь-
кий і Гонолульський максимуми, і трьома улоговина-
ми — Алеутський, Ісландський мінімуми і Європейсь-
ка улоговина.
Кліматичне положення цих ЦДА за десятиріччя,
що досліджуються, характеризується розподілом ба-
ричних полів - еталонів геопотенціалу ізобаричної
поверхні 500 гПа. Інтегральні криві розподілу віднос-
но довготи меридіонально осередненого геопо-
тенціалу полів-еталонів для різних десятиріч предс-
тавлено на рис. 3.2.6.
Рис. 3.2.6. Розподіл меридіонально осередненого
геопотенціалу (гп.дам) ізобаричної поверхні 500 гПа
поля-еталона. Січень.
Зіставлення інтегральних кривих дозволяє виявити
поступове, від десятиріччя до десятиріччя, зміщення
кліматичних гребенів і улоговин на схід. Це зміщен-
ня відносно вихідного періоду (1964 - 1973 рр.) у пер-
шому десятиріччі (1974 - 1983 рр.) становить 15’, а в
другому (1984 - 1995 рр.) - 3(У довготи. Крім того, для
періоду 1974 - 1995 рр. характерна велика амплітуда
баричних хвиль порівняно з 1964 - 1973 рр.. на шо
вказує збільшення меридіональності атмосферних
процесів. Кількісна оцінка амплітуди така: у 1964 -
1973 рр. вона дорівнювала 28 гПа, у 1974 - 1983 рр.
- 38 гПа і у 1986 - 1995 рр. - 31 гПа.
Зв'язок зміни циркуляції атмосфери на середньому
рівні тропосфери з приземною можна виявити за
допомогою аналізу еталонних полів приземного
84
атмосферного тиску за кожне десятиріччя (рис.
3.2.7). Розподіл січневих еталонних полів приземно-
го атмосферного тиск)' аналогічний. Відмінності
між ними полягають у географічному положенні ба-
ричних утворень.
У період 1964 - 1973 рр. еталонне поле характе-
ризувалося положенням циклону над Європейською
територією Росії і України, де з такою синоптичною
ситуацією пов’язані тилові вторгнення холодних
повітряних мас і рясні опади (рис. 3.2.7). Централь-
пн.ш
-50	40 -ЗО -20	-10	0	10	20 ЗО 40	50	60	70	80
ЗО -25	-20	-15	-10	-5	0	5	10 Г5 20	25 ЗО 35	40	45	50	55	60	65	70
ЗХ.Д.	СХ.Д.
а - 1964 - 1973 рр.; б - 1974 - 1983 рр.; в - 1984 -1995 рр.
Рис. 3.2.7. Еталонні поля приземного атмосферного тиску (гПа). Січень.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
85
пн.ш.
зо ло зо го іо о ю го зо «о зо во то во
•ЗО -вО -ЗО -20	-10 О 10	10304050607080
а - 1964 - 1973 рр.; б - 1974 - 1983 рр.; в - 1984 - 1995 рр.
Рис. 3.2.8. Середні поля приземного атмосферного тиску (гПа). Липень.
на і Західна Європа та південна частина Північної
Атлантики, включаючи територію України, перебу-
вали під впливом теплих повітряних мас Азорського
антициклону. Переважання (як це виходить із виз-
начення еталону) у вказаних регіонах антицик-
лонічної поголи, пов'язаної з Азорським максиму-
мом, призводило до частого формування позитивної
аномалії температури повітря і дефіциту опадів, що
є особливістю клімату останнього десятиріччя |245,
246].
86
Теплий період року. У теплий період року у форму-
ванні центрів дії атмосфери біля землі зростає роль
сонячної радіації. Внаслідок термічного впливу мате-
риків змінюється розподіл середнього приземного
баричного поля: над Азією і Північною Америкою
формуються кліматичні області низького тиск)' і руй-
нуються антициклони. На середньому рівні тропосфе-
ри висотна фронтальна зона (ВФЗ), як і у холодний
період року, має переважно тривихорову структуру.
У липні відмінності середнього місячного поля за
окремі десятиріччя визначаються, як і у холодний
період року, зміною положення центрів дії атмосфе-
ри (рис. 3.2.8). Периферія Азорського максимуму у
1974 - 1983 рр. знаходилася східніше її положення у
1964 - 1973 рр. на 10*, а в період 1984 - 1995 рр. - на
ЗО’ довготи. Відмічається також зміна інтенсивності
цього ЦДА: у 1964 - 1973 рр. тиск у центрі антицик-
лону становив 1023 гПа, у 1974 - 1983 рр. — 1026 гПа
та у 1984 - 1995 рр. - 1022,5 гПа. Внаслідок зміщен-
ня на схід Азорського максимуму відмічається підви-
щення тиску у перехідній зоні між Азорським і
Азіатським ЦДА і зменшення зі сходу області
Ісландського мінімуму.
На середньому рівні тропосфери у другий період
глобального потепління всі кліматичні ЦДА знаходи-
лися на ЗО" східніше їх положення у 1964 - 1973 рр.
(рис. 3.2.9). Амплітуда баричних хвиль у 1964 - 1973 рр.
становила 11 гПа, у 1974 - 1983 рр. — 22 гПа і у 1984
- 1995 рр. - 13 гПа. Це вказує на посилення ме-
риліональності синоптичних процесів у період гло-
бального потепління порівняно з періодом стабілі-
зації клімату.
Розподіл баричного поля еталонів приземного тис-
ку за окремі десятиріччя визначається кліматичним
положенням висотних гребенів і улоговин. Еталонне
поле 1964 - 1973 рр. (рис. 3.2.10) характеризувалося
положенням області низького тиску над Централь-
ною Європою. Східна Європа і Україна перебували
під впливом антициклону, який у теплий період року
формував жарку і суху погоду. Азорський максимум
був розвинутий над Північною Атлантикою. У насту-
пні десятиріччя відбувалося значне перетворювання
---1984-1995 ---1974-1983 ---1964-1973
Рис. 3.2.9. Розподіл меридіонально осередненого
геопотенціалу (гп.дам) ізобаричної поверхні 500 гПа
поля-еталона. Липень.
еталонних полів приземного атмосферного тиску, шо
зумовлено зміщенням на схід кліматичних ЦДА. У
період 1974 - 1995 рр. (рис. 3.2.10) переважним типом
атмосферних процесів була область високого тиску
над Центральною і Західною Європою, яка на півдні
пов'язана із субтропічним баричним гребенем, а на
півночі посилюється холодними арктичними вторг-
неннями у тиловій частині висотної улоговини. Ук-
раїна перебувала під впливом області низького тиску.
Така синоптична ситуація формувала нестійку погоду
зі значною ймовірністю вторгнення холодних пові-
тряних мас у тилу циклони і випадання опадів.
Отже, аналіз стану за окремі десятиріччя (1964 -
1973, 1974 - 1983, 1984 - 1995 рр.) кліматичних
центрів дії атмосфери біля поверхні землі і на се-
редньому рівні тропосфери і переважного типу при-
земних синоптичних процесів дозволили виявити
наступні особливості динаміки крупномасштабної
циркуляції атмосфери за другий період сучасного
глобального потепління:
І.	Зміщення на схід протягом року центрів дії ат-
мосфери на 10 - 15" за 1974 - 1983 рр. і на 30" за 1984
- 1995 рр. відносно їх положення у 1964 - 1973 рр.
2.	Збіїьшення меридіональності атмосферних про-
цесів за період 1974 - 1983 рр. Відповідно змінилась
амплітуда баричних хвиль на середньому рівні тро-
посфери: у холодний період року з 28 гПа за 1964 -
1973 рр. до 38 гПа за 1974 - 1983 рр. і 31 гПа за 1984
- 1995 рр.; у теплий період року з 11 гПа за 1964 -
1973 рр. до 22 гПа за 1974 - 1983 рр. і 13 гПа за 1984
- 1995 рр.
3.	Підвищення тиску у центрі Північно-Атлантично-
го максимуму. У холодний період року він дорівнював
у 1964 - 1973 рр. 1020 гПа. у 1974 - 1983 рр. — 1023 гПа
і у 1984 - 1995 рр. - 1025 гПа; у теплий період року
відповідно — 1023, 1026, 1022,5 гПа. Відбувалось заг-
либлення Ісландського мінімуму у холодний період
року за останнє десятиріччя з 1000 гПа до 995 гПа.
4.	Підвищення тиску у перемичці, шо з'єднувала
Північно-Атлантичний і Сибірський максимуми у
холодний період з 1020 гПа у 1964 - 1973 рр. до
1022,5 гПа у 1984 - 1995 рр. Підвищення тиску у пе-
рехідній зоні між Азорським і Азіатським ЦДА у теп-
лий період року.
5.	Зміщення на схід баричних утворень полів ета-
лонів приземного атмосферного тиску, що спричи-
нило зміну у різних регіонах Північної півкулі пере-
важного типу синоптичних процесів і. отже, клімату.
6.	Зміни крупномасштабної циркуляції атмосфери
у 1974 - 1983 і 1984 - 1995 рр. відносно 1964 - 1973 рр.
мають однакову спрямованість, а їх значення зроста-
ють вдвічі за останнє десятиріччя.
3.2.1. Загальні властивості синоптичних
процесів
Сонячна радіація зумовлює нерівномірне
прогрівання земної поверхні, що призволить до пе-
реміщення повітряних мас — циркуляції атмосфери.
Під дією відхильної сили обертання Землі формуєть-
ся зональна циркуляція, яка періодично порушуєть-
ся меридіональним перенесенням повітря.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
87
пн.ш.
-50	-40 -ЗО -20	-10	0 Ю 20 ЗО 40	50	60	70	80
-35 -ЗО -25	-20	-15	-10	-5	0	5	10	15	20	25 ЗО 40	45	50	55	60	65	70
ЗХ.Д.	СХ.Д.
а - 1964 - 1973 рр.; б - 1974 - 1983 рр ; в - 1984 - 1995 рр
Рис. 3.2.10. Еталонні поля приземного атмосферного тиску (гПа). Липень.
Основними механізмами міжширотного обміну
повітряними масами є циклонічна й антициклонічна
діяльність, яка виникає у межах планетарної висот-
ної фронтальної зони (ПВФЗ). Циркуляція атмосфе-
ри. яка залежить від термічної різниці між материка-
ми та океанами має яскраво виражений сезонний ха-
рактер.
У процесі формування клімату радіаційний фактор
тісно взаємодіє з циркуляцією атмосфери, яка забез-
печує перерозподіл на території тепла та вологи. На
88
територію України досить часто перемішуються
морські повітряні маси з північних районів Атланти-
ки (рідше — з центральної частини Атлантичного
океану і Середземного моря) та арктичне повітря з
арктичних морів. Однак найбільшу повторюваність
має континентальне повітря, яке формується над ве-
ликими рівнинами Євразії з арктичного або морсь-
кого повітря помірних широт. За наявності малог-
радієнтних областей підвищеного тиску територія
країни може служити осередком формування конти-
нентального повітря. У рідкісних випадках на
південному сході під час інтенсивного прогрівання
континентальне повітря помірних широт може
трансформуватися у іронічне.
Перенесення повітряних мас відбувається за різних
синоптичних процесів, які відрізняються масштаба-
ми, формами та сезонними відмінностями, шо зумов-
лює часту зміну та складність погодних умов.
Аналіз циркуляції атмосфери за останні роки доз-
волив виділити деякі її характерні особливості в Ук-
раїні:
•	послаблення активності синоптичних процесів за
рахунок міжширотного тепло- та вологообміну;
•	різноманітність та складність сезонних змін цир-
куляції атмосфери;
•	послаблення циклонічної діяльності та посилен-
ня антициклонічної.
Повторюваність (5 - 15 %) розташування планетар-
ної висотної фронтальної зони над Україною дає
уявлення про інтенсивність синоптичних процесів.
Зона максимальної повторюваності ПВФЗ розташо-
вується на північ і південь від країни. Взимку та на-
весні під впливом термічної неоднорідності суходолу
та моря вона формується над Середземним морем.
Друга її гілка знаходиться приблизно на 52'пн.ш.
Влітку та восени, коли температурні контрасти більш
згладжені, відмічається тільки одна ПВФЗ — над
центральними районами Європейської території
Росії. У зв'язку з цим найчастіше циклони й анти-
циклони перемішуються за межами України, що є
характерною особливістю циркуляції атмосфери над
її територією. Циркуляція західного напряму зі
швидким переміщенням баричних утворень на схід
та північний схід спостерігається у 40 % випадків.
Найчастіше вона відмічається наприкінці літа та на
початку осені, рідше — наприкінці зими та навесні.
Синоптичні процеси зі сходу становлять 24,6 % і
характеризуються впливом антициклонів зі сходу та
південного сходу, найбільша їх ймовірність припадає
на зиму, найменша - на літо.
Під час меридіональної циркуляції атмосфери відбу-
вається інтенсивний міжширотний обмін повітря, пов-
торюваність якого дорівнює 35,4 %. Найчастіше така
циркуляція буває навесні та на початку літа.
Циклонічна діяльність розвивається на арктичній,
полярній і рідко тропічній ділянках висотної фрон-
тальної зони. У системах приземних циклонів спос-
терігаються арктичні і помірні або помірні та
тропічні повітряні маси, а під час особливо активних
процесів відбувається взаємодія усіх перелічених
повітряних мас.
На територію України циклони переміщуються з
різних напрямів, окрім східного, а акваторія Чорно-
го моря та Українські Карпати є осередками місце-
вого циклогенезу.
Характеристику циклонів та антициклонів, що пе-
ремішуються на територію України, представлено у
табл. 3.2.1. У циклонах упродовж всього року се-
редній атмосферний тиск становить 1004 - 1005 гПа.
Взимку циклони змішуються в Україну, у більшості
випадків ше не набувши максимального розвитку.
Надалі вони поглиблюються і уповільнюють
швидкість руху. В інші сезони року надходять цикло-
ни, які досягай стадії максимального розвитку, і
швидкість переміщення їх зменшується.
Взимку середні значення атмосферного тиску в
центрі антициклонів досягають 1033 гПа, навесні —
1025, влітку - 1018, восени - 1028. Влітку вплив ан-
тициклонів посилюється, здебільшого в процесі роз-
повсюдження виступів або гребенів Азорського мак-
симуму, які під час адвекції холодного повітря у при-
земному шарі уповільнюють свій рух, але збільшу-
ються за площею. В інші сезони року антициклони,
досягнувши території України, послаблюються і по-
чинають руйнуватися.
У середньому за рік циклонічна діяльність спос-
терігається 129 - 136 днів, антициклонічна - 229 -
242. Максимальне число днів з антициклонічним ха-
рактером погоди буває восени, мінімальне — взимку',
а з циклонічним — максимальне взимку і навесні.
Найбільше число циклонів переміщується над Лісос-
тепом, у Степу переважають антициклони.
Характеристика сезонних особливостей синоптичних
процесів. Сезонні особливості циркуляції атмосфери
в Україні залежать від глобального розподілу теплих
і холодних повітряних мас і проявляються у роз-
поділі поля геопотенціалу у середній атмосфері
(АТ500) та відносного геопотенціалу у шарі 1000 -
500 гПа (ВТ500/1000).
У зимові місяці над північною Атлантикою фор-
мується потужний гребінь тепла, вісь якого спрямо-
вана далеко на північ, а улоговина від основного осе-
редка холоду над Східним Сибіром та басейном
Північного Льодовитого океану направлена через
Карське море на Біле і далі на південь Франції.
У літні місяці баричні градієнти та інтенсивність
адвекції повітря значно зменшуються. Осередок хо-
лоду зміщується у район Північного полюсу,
термічні градієнти незначні і майже не змінюються з
широтою. Аналогічним є розподіл і осередненого по-
ля абсолютного геопотенціалу в ці місяці.
Отже, зменшення контрасту температури підстиль-
ної поверхні та середньої тропосфери призводить до
послаблення інтенсивності синоптичних процесів на
півдні Східної Європи.
Особливості циклонічної діяльності. На території
України області низького тиску (циклони та улого-
вини) становлять близько 42 % усіх баричних утво-
рень. Щорічно спостерігається у середньому 43 цик-
лони та 60 улоговин. Місцевий циклогенез формує у
середньому 17 циклонів, найчастіше це відбувається
влітку (7 випадків).
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
89
Таблиця 3.2.1
Загальна характеристика циклонів та антициклонів, які зміщуються на територію України (117]
Сезон	Середній тиск у центрі циклону, гПа	Середня швидкість цик- лону, км/год	Повторюваність (%) циклонів, що						Середній тиск у центрі антициклону, гПа	Середня швидкість анти- циклону, км/год	Повторюваність (%) антициклонів, що					
			поглиблюються	заповнюються	не змінюють тиск	прискорюють ШВИДКІСТЬ	уповільнюють швидкість	не змінюють швидкість			посилюються	послаблюються	не змінюють тиск	прискорюють швидкість	уповільнюють швидкість	не змінюють швидкість
Зима	1005	40	63	33	4	46	47	7	1033	36	44	50	6	33	56	11
Весна	1005	36	31	64	5	48	51	1	1025	36	36	48	16	40	52	8
Літо	1004	27	28	66	6	32	67	1	1018	27	47	45	8	39	59	2 7
Осінь	1005	40	41	45	14	43	54	3	1028	35	28	56	16	20	73	
Рік	1005	35	41	52	7	42	55	3	1026	34	39	50	11	33	60	7
розміщення висотної
фронтальної зони.
Зональний процес.
Західні циклони. У по-
мірних широтах Північ-
ної півкулі протягом
року панує зональний
потік повітря у тропос-
фері, особливо у верхніх
і середніх шарах. Ста-
більність зонального по-
току і його розподіл зу-
мовлюється динамічни-
ми і термічними умова-
ми у середній тропос-
фері а також іншими
чинниками.
Баричні утворення низького атмосферного тиску в
основному переміщуються із заходу, південного та
північного заходу [117]. Найінтенсивнішими і найт-
ривалішими є південні циклони. Місцеві циклони
бувають рідше та й тривалість їх значно менша.
Південно-східні циклони це зазвичай місцеві цик-
лони з центром над східною частиною акваторії Чор-
ного моря, які переміщуються на схід країни, або
південні циклони, що під впливом південно-східного
виступу змінили свою південну траєкторію на східну.
Тривалість циклонічних утворень збільшується від
літа до зими, тільки південно-східні та південні цикло-
ни мають найбільшу тривалість літом. Південні цикло-
ни влітку існують до 57 год, а місцеві — 15 - 18 год
(табл. 3.2.2).
Значне місце серед баричних систем займають не-
замкнені області зниженого атмосферного тиску —
улоговини. їх повторюваність в окремі сезони стано-
вить 12 - 16 випадків. Улоговини, особливо північно-
го спрямування, мають більшу тривалість. Узимку в
улоговинах, шо перемішуються з півночі, замкнені
системи не утворюються, тому що до їх тилової час-
тини не надходить достатня маса холодного повітря,
щоб утворились значні градієнти температури і ство-
рились умови циклогенезу.
Утворення і зміщення циклонів залежить від розта-
шування осі висотної улоговини. У випадках, коли ви-
сотна улоговина займає всю Західну Європу, в Україну
виноситься дуже тепле повітря з південного заходу і в
системі висотної фронтальної зони (ВФЗ) утворюють-
ся південно-західні, південні циклони або атмосферні
фронти, які перемішуються на територію країни.
Адвекція тепла, яка поширюється у середній тро-
посфері через Францію на Скандинавський півострів,
На півночі Європи розташовується потужна деп-
ресія з центрами низького тиску над островом Ісландія
та Карським морем. Глибокі улоговини над північною
Атлантикою та Східною Європою формують зональне
спрямування потоків. Під дельтою висотної фронталь-
ної зони на хвилях фронтів утворюються циклони, які,
змішуючись на схід, перетинають Україну як у стадії
молодого циклону, так і в стадії максимального роз-
витку. тому активність синоптичних процесів у цих ба-
ричних утвореннях досить висока.
Розташування ВФЗ північніше території України
зумовлює у північній її частині погодні умови,
пов'язані з атмосферними фронтами, а в Степу — з
областю високого атмосферного тиску. У зимові
місяці ВФЗ може змішуватись на південь, тоді
північна частина країни буде знаходитись у холодно-
му повітрі арктичного походження, у якому форму-
ються області високого атмосферного тиску, а на
півдні — низького. Західні циклони зазвичай пе-
ремішуються серіями (по 3-4 підряд).
Коли висотна улоговина над Атлантикою поглиб-
люється, висотний гребінь, спрямований через
Францію на Скандинавський півострів, починає фо-
рмуватись та посилюватись, шо зумовлює розвиток
меридіонального переносу над Україною.
Меридіональні процеси. Перебудова циркуляційних
процесів на меридіональні відбувається над аква-
торією Атлантичного океану, коли адвекція тепла
розповсюджується у всій тропосфері над Західною
Європою. За таких умов на висоті відбувається про-
цес антициклогенезу, і до крайніх північних районів
Скандинавського півострова розвивається висотний
гребінь, синоптичні процеси набувають меридіо-
нального напряму.
зумовлює процес антициклогенезу над
Центральною Європою і Скандинавським
півостровом. Висотна фронтальна зона
спрямована у цій частині на північ і
повітряні потоки на територію України над-
ходять спочатку з північного заходу, а з по-
силенням висотного гребеня над Централь-
ною та Північною Європою — з півночі.
Процеси циклогенезу подітяють на зо-
нальні та меридіональні залежно від
Таблиця 3.2.2
Тривалість існувания (год) основних циклонічних утворень
Сезон	Циклони							Улоговини, які простягаються з			
	Пн	ПнЗх	Зх	ПдЗх	Пд	ПдСх	Місцеві	Пн	Зх	Пд	ПнСх
Зима	39	33	33	33	ЗО	24	18	33	24	36	27
Весна		33	ЗО	36	36	18	18	39	36	42	33
Літо			24	24	57	33	15	33	48	42	36
Осінь		зо	ЗО	42	39		18	24	зо	38	36
90
У Східній Європі меридіональні процеси з півден-
ною складовою мають місце, коли потужна висотна
улоговина перемішується у Західну Європу.
За умови меридіонального процесу ВФЗ набуває
південно-західного або південного напряму, вздовж
неї у передній частині висотної улоговини в Україну
перемішуються області низького тиску.
Згідно спрямованості ВФЗ та переміщення цик-
лонів над територією країни, основні траєкторії їх
руху’ можна об’єднати у три групи: південну, півден-
но-західну та північно-західну.
Південні циклони. Південні циклони відносять до
найпоширеніших (понад 60 %) за траєкторією
зміщення в Україну. Необхідною умовою утворення
таких циклонів є адвекція холодного повітря у район
Середземного моря. У зв'язку з тим, шо над аква-
торією Середземного моря завжди існує малогра-
дієнтна депресія, адвекція холоду посилює процес
циклогенезу і залежно від спрямованості ВФЗ відбу-
вається рух циклонів з південного заходу на пів-
нічний схід через північно-західні райони України.
Під час переміщення південних циклонів висотна
улоговина над Європою дещо змішена на схід і тому
холодне повітря надходить з Північного моря через
Альпи на південь до Середземного моря. На півночі
Італії, над Балканами та Малою Азією у районі роз-
ходження потоків ВФЗ виникають сприятливі умови
для циклогенезу з подальшим зміщенням циклонів
через Нижньодунайську низовину або Чорне море в
Україну.
У зв'язку з інтенсивною адвекцією тепла у пе-
редній частині висотної улоговини на південному
сході України активно відбувається процес антицик-
логенезу з утворенням висотного гребеня через Кав-
каз на Скандинавський півострів, а біля поверхні
землі — потужного антициклону в районі Донецької
височини. За таких умов південні циклони змішу-
ються на північ через правобережну або центральну
частини країни. Цей активний синоптичний процес
супроводжується сильним південним або південно-
східним виром, снігопадами, хуртовинами, ожелед-
дю у зимовий сезон, сильними опадами, зливами,
грозами, градом у теплий період року.
Підтипом цього процесу є рух циклонів через захід
Чорного моря або північ Малої Азії, водночас виступ
південно-східного антициклону спрямований з пів-
нічного Кавказу на Скандинавський півострів. У ви-
падку, коли ВФЗ спрямована на північ, циклони, які
надійшли в Україну з півдня, зміщуються в тому ж
напрямі. Подальший розвиток цього процесу зумов-
лений посиленням висотного гребеня і розширенням
його на захід внаслідок інтенсивної адвекції теплого
повітря на висоті, що призводить до антициклогене-
зу, який змінює напрям руху циклонів через тери-
торію України. Якшо перший із серії південних цик-
лонів проходить через Азовське море. Запорізьку об-
ласть, схід Дніпропетровської. Полтавську та Сумсь-
ку області, то наступні циклони набувають більш
західного напряму.
Завершується процес стаціонуванням циклону на
території України, оскільки потужні виступи анти-
циклонів зі сходу та заходу не дають можливості
змішуватись баричному утворенню, відбувається йо-
го заповнення.
Південно-західні циклони. Такі циклони утворюють-
ся у районі Середиьодунайської та Нижньодунайсь-
кої низовин. У стадії розвитку "молодий циклон” во-
ни наближаються до західних схилів Карпат і після
добового стаціонування перетинають Українські
Карпати і далі рухаються на північний схід. Такий
напрям руху зумовлений ВФЗ, яка розміщена у пе-
редній частині висотної улоговини.
У теплий період року переміщуються окремі цик-
лони, а в холодний ~ серії з 2 - 3 циклонів. Зумов-
лено це тим, шо внаслідок адвекції тепла контраст у
полі темперазури та ісопогенціалу значно більший у
холодний період року, ніж у теплий. Кожний наступ-
ний циклон рухається більш північно-східною
траєкторією: якшо перший циклон зміщується через
Нижньодунайську низовину, північ Одеської, Чер-
каської, Сумської областей, то наступний — через
захід Чорного моря, південь Одеської, Запорізьку і
на Харківську область. Такий рух спричинює пог-
либлення висотної улоговини на південь, зміщення
ВФЗ, у дельті якої утворюються ці циклони.
Північно-західні циклони. Висотне баричне поле
визначається високим антициклоном над більшою
частиною Європи з віссю висотного гребеня у нап-
рямі на Скандинавський півострів або північний
захід Східної Європи та висотною улоговиною, вісь
якої спрямована з району Карського моря на Чорне,
а другий висотний гребінь — з південного сходу на
Урал. Північно-західні циклони, які змішуються з
півдня Скандинавського півострова в Україну несуть
мало вологи. Залежно від напряму ВФЗ вони охоп-
люють не всю територію України, а переважно схід-
ну частину, особливо у теплий період року. Коли у
межах основного циклону створюються достатні
умови дія виникнення нового циклону, то в Україні
домінує тепла повітряна маса, за відсутністю таких
умов у тилу циклону відбувається формування об-
ласті високого атмосферного тиску, і на територію
країни поширюється досить холодне арктичне
повітря.
Характерною особливістю цього процесу є ак-
тивізація на півночі висотної улоговини, яка відбу-
вається внаслідок інтенсивного виносу теплого
повітря на північ Скандинавського півострова у ти-
ловій частині висотного гребеня, вісь якого спрямо-
вана на Норвезьке море або захід Скандинавського
півострова. Вісь висотної улоговини, розмішеної над
Україною, набуває північно-східного напряму і в зо-
ні дивергенції потоків утворюються місцеві циклони,
що переміщуються над Степом, а Лісостеп зали-
шається під впливом висотного гребеня.
Із північно-західними циклонами пов'язане значне
зниження температури повітря, особливо у перехідні
сезони року, а також поява стійкого снігового пок-
риву, особливо на сході.
Ультраполярні циклони. Ультраполярні циклони пе-
ремішуються в Україну північною або північно-схі-
дною траєкторією і утворюються в системі висотного
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
91
циклону, який перебуває у східній або у центральній
частині Східної Європи. Вони виникають у точці ок-
люзії або на хвилі холодного фронту основного ви-
сотного циклону. Це низькі баричні утворення, які
досить швидко змішуються вздовж ВФЗ на південь і
несуть холодне арктичне повітря.
Стаціонарні циклони. Стаціонування циклонів над
Україною відбувається внаслідок інтенсивного анти-
циклогенезу на сході та заході за її межами. Південні
циклони є високими холодними баричними утворен-
нями з достатньою вологонасиченістю. Вони можуть
регенерувати, коли до їх системи надходить холодне
повітря з північного заходу. Траєкторія руху таких
циклонів має досить хаотичний характер, але найти-
повішою схемою подальшого їх розвитку є процес
заповнення і руйнування над територією країни. За
цих процесів спостерігається більш низька темпера-
тура повітря і випадають опади.
Особливості антициклонічної діяльності. Антицик-
лонічний тип погоди за тривалістю протягом року
переважає над циклонічним. Пояснюється це особ-
ливостями загальної циркуляції атмосфери, у якій
помірний пояс є осередком порушення зонального
переносу повітряних мас за рахунок активного цик-
ле- та антициклогенезу, що спричинює міжширот-
ний обмін повітряних мас. Антициклони, які руха-
ються на південь, переносять холод з витих широт у
низькі, тому вони стабільніші у часі і тривалість їх
перебування в Україні більша (табл. 3.2.3).
Основні траєкторії руху антициклонів в Україні:
західний, південно-західний, північно-західний,
північний, північно-східний та південно-східний
|1І7|. Серед місцевих процесів антициклогенезу
виділяється розвиток і поширення на захід південно-
східного виступу у районі Донецької височини, а та-
кож формування баричного поля підвищеного ат-
мосферного тиску влітку над центральною частиною
країни.
Влітку часто розвиваються західні та південно-
західні антициклони у вигляді виступу або окремого
ядра, які є продовженням Азорського максимуму.
Найчастіше в Україну надходять антициклони з
північного заходу, рідше з півночі чи північного схо-
ду, які несуть холодну арктичну повітряну масу.
Найбільша повторюваність таких антициклонів при-
падає на пізню осінь або зиму.
У кожному сезоні спостерігається від 5 до 7 анти-
циклонів з різних районів та від І до 4 таких, шо ут-
ворюються на місці.
Північні антициклони разом з північно-східними
виносять в Україну холодне арктичне повітря, особ-
ливо на схід. На півдні антициклони зумовлюють
Таблиця 3.2.3
Тривалість існування (год) антициклонічних утворень
Сезон	Антициклони						Відроги та виступи					
	ГІнСх	Пн	ПнЗх	Зх	ПдЗх	Місцеві	Пн	ПнЗх	Зх	Пд	Сх	ПнСх
Зима	48	48	42	ЗО	ЗО	15	48	36	27	18	81	48
Весна	48	43	36	48	66	48	21	33	57	33	69	
Літо			42	57	54	21	24	ЗО	72	24	48	
Осінь		48	42	39	39	24	36	27	66	21	91	
погоду впродовж І - 2 синоптичних періодів. Не
менш важливими для формування синоптичних про-
цесів і найпоширенішими є відроги та виступи із
західною та східною спрямованістю осі. В основному
це периферія Азорського та Азіатського антицик-
лонів. Територія України є межею їх подальшого
східного або західного поширення, яка має умовну
назву "вісь Воєйкова".
Західні антициклони- Переміщення антициклонів із
заходу зумовлено активністю зонального процесу.
Висотна фронтальна зона має вигляд хвиль малої
амплітуди, які зміщуються із заходу північніше Ук-
раїни. У межах цієї зони зліва розвивається активна
циклонічна діяльність (циклони серіями зміщуються
із заходу на схід), а справа утворюється смуга висо-
кого тиску, крім того із заходу зміщуються окремі
ядра високого тиску. Цей процес досить стабільний.
У системі цих антициклонів переважає тепле по-
мірне повітря і тому у холодний період, особливо на
південно-західній периферії утворюються інтенсивні
тумани.
Південно-західні антициклони. Ці антициклони у
переважній більшості надходять на територію країни
з центральної або південної Європи, де вони вини-
кають у вигляді окремих ядер високого атмосферно-
го тиску, які відокремились від системи Азорського
максимуму. У термобаричному полі відмінністю ць-
ого процесу від процесу переміщення антициклонів
із заходу є південніше розташування ВФЗ з чітким
чергуванням висотних гребенів та улоговин. Одна з
висотних улоговин займає майже всю Західну Євро-
пу, а висотний гребінь спрямований з Північного
Кавказу на північ. Ці антициклони — низькі баричні
утворення, тому досить швидко зміщуються вздовж
висотної фронтальної зони на південь, південний
захід, а над Україною, швидкість їх руху за рахунок
зменшення термічних та баричних градієнтів, стано-
вить до 25 км/год. Середній атмосферний тиск у
центрі антициклонів - 1021 гПа. Такі антициклони
приносять досить теплу повітряну масу.
Північно-західні антициклони. Термобаричні умови
у середній тропосфері характеризуються значною ак-
тивністю внаслідок меридіонального процесу. Ви-
сотні баричні гребені розвинуті і їх вісь проходить з
Франції через північ Скандинавського півострова,
над територією якого може сформуватися са-
мостійний центр високого тиск)'. Цей гребінь на ви-
сотах підтримується інтенсивною адвекцією тепла у
середній тропосфері. Утворення приземних барич-
них центрів високого тиску відбувається у зоні сход-
ження ВФЗ на крайньому північному заході висот-
ного гребеня.
Внаслідок активної циклонічної діяль-
ності у районі Норвезького моря до по-
верхні Землі надходить холодне арктичне
повітря і сукупність динамічного та
термічного факторів призводить до актив-
ного антициклогенезу. Залежно від поло-
ження осі висотного гребеня над Західною
Європою І.Н.Пономаренком виділено три
підтипи цього процесу (117].
92
Північні антициклони. Переміщення таких анти-
циклонів найчастіше спостерігається у холодний
період року і супроводжується вторгненням в Ук-
раїну арктичного повітря.
Особливістю термобаричного поля під час цього
процесу є потужний висотний гребінь, спрямований
через Центральну Європу на Польський півострів, та
висотна улоговина північно-східного напряму — че-
рез схід країни на Таймир. Висотна фронтальна зона
має ультраполярний напрям.
Основною умовою антициклогенезу є потужна ад-
векція теплого повітря на Скандинавському півост-
рові в середній тропосфері та наявність низького ан-
тициклону біля поверхні землі у районі Карського
моря. Цей баричний центр, сформований у холодній
арктичній повітряній масі, поступово починає руха-
тись вздовж ВФЗ на південний захід, збільшуючись
за площею, накопичуючи велику масу арктичного
повітря.
Антициклон, розвиваючись з висотою, стає цент-
ральною частиною деформаційного поля і перено-
сить далеко на південь арктичне повітря. Підтипом
цього процесу є зародження приземного антицикло-
ну зі спрямуванням висотної фронтальної зони із за-
ходу на схід.
Південно-східні антициклони. Поширеним атмос-
ферним процесом на півдні Європейської Росії є
стаціонування антициклону з виступами в Україну.
Дослідження І.Н.Пономаренко, М.Ю.Кулаковської
показати, шо у більшості випадків ці процеси розви-
ваються самостійно, без зв'язку з Сибірським анти-
циклоном.
Основними типами цього процесу вважаються:
•	Баричні виступи, орієнтовані у широтному нап-
рямі, що займають всю Україну та існують не менше
2 днів. Найбільше їх припадає на грудень та листо-
пад. Гребінь рідко спостерігається у серпні, а в липні
взагалі не спостерігається.
•	Баричний виступ розповсюджується в Україну
під час переміщення антициклону з Карського, Ба-
ренцового та Норвезького морів, зі Скандинавського
півострова або Західної Європи на південний схід
Європейської Росії. Такі процеси тривають 2-3 дні.
•	Баричний виступ утворюється під час регенерації
старого антициклону над центром Східної Європи
або над Україною внаслідок надходження до його
системи нового антициклонічного утворення з
північного сходу, північного заходу або заходу. Три-
валість процесів від 4 до 10 - 12 днів.
•	Поширення в Україну виступу Сибірського анти-
циклону. Такі процеси спостерігаються лише у хо-
лодний період року і тривають від 6 до 27 діб.
Отже, тривалість існування виступів на території
України становить від 2 до 27 діб.
Регіональне утворення баричних систем. Серед
регіональних процесів на території України
виділяється циклогенез над Українськими Кар-
патами та над акваторією Чорного моря, а також
формування південно-східного виступу високого ат-
мосферного тиску на сході країни.
Вплив Карпат зумовлює виникнення циклонів як
у районі Передкарпаття, так і на південно-західних
схилах Українських Карпат за умови малог-
радієнтних баричних полів із слабким південно-
західним потоком. Ці циклони нетривалі і неглибокі
(атмосферний тиск у середньому 1005 - 1010 гПа). їх
число за рік у середньому становить 15. Іноді вони
внаслідок швидкоплинності, збільшення кількості та
інтенсивності опадів а також посилення вітру завда-
ють значної шкоди різним галузям економіки.
Циклони у Передкарпатті утворюються в основно-
му у холодний період під час вторгнення холоду з
півночі Скандинавського півострова на Центральну
Європу та Середньодунайську низовину. З набли-
женням до Українських Карпат із заходу або півден-
ного заходу у тиловій частині висотної улоговини по-
силюється адвекція холоду і висотна улоговина
змінює широтний напрям на меридіональний. У зоні
зниження тиску, формується область низького ат-
мосферного тиску, яка вздовж висотної фронтальної
зони езрімко зміщується на північ Рівненської та Во-
линської областей. Такі циклони — низькі баричні
утворення.
Циклогенез на південно-західних схилах Українсь-
ких Карпат відбувається переважно в районі полони-
ни Красна та масиву Свидовець за малоградієнтного
поля, чому сприяє значне прогрівання приземного
шару повітря та положення основних гірських
хребтів, які посилюють ефект підвітряного затриман-
ня потоків і визначають рух повітряних мас. Це та-
кож невисокі баричні утворення, які не виходять за
межі Карпат, поступово заповнюючись.
Карпати іноді впливають на процес сегментації
циклонів під час їх перевалювання через гірські
хребти з південного заходу (Середньодунайська ни-
зовина). Цьому процесу передує посилення вітру та
інтенсивна адвекція холоду.
Циклонічна діяльність над Чорним морем розви-
вається переважно у холодний період року: низький
тиск підтримується темперагурою поверхні морської
води.
Активізація циклонічної діяльності над Чорним
морем відбувається під час активізації полярної гілки
висотної фронтальної зони над Середземним морем
та переміщення арктичної повітряної маси на
південь України.
Перший синоптичний процес характеризується
інтенсивною адвекцією холоду на середню частину
Середземного моря і подальшим переміщеннях» цик-
лону з Балкан на Чорне море під висотною фрон-
тальною зоною, яка над півднем Європи розмішена
у висотній улоговині. Наслідком цього процесу може
бути як безпосереднє переміщення циклонів із Се-
редземного моря на Чорне, так і утворення нового
циклону на заході Чорного моря. Ці циклони -
низькі баричні утворення, які, змішуючись в Ук-
раїну, поглиблюються: не дуже активний синоптич-
ний процес. Крім інтенсивної адвекції холоду в
центральній та південно-західній Європі, у передній
частині цих циклонів здійснюється потужна адвекція
теплого повітря на центральні та південно-східні
райони країни.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
93
За другого типу синоптичного процесу циклон над
Чорним морем часто стає висотним та малорухомим.
Блокуючий антициклон на південному сході або
півдні не дає можливості виходу циклону в Україну.
На Чорне море за такої синоптичної ситуації вихо-
дить декілька циклонів. Вони виникають на сході
Середземного моря, де знаходиться дельта висотної
фронтальної зони, розташована у широтному нап-
рямі на півдні Європи та над Середземним морем.
Після цього циклони переміщуються до Чорно-
морського узбережжя Кавказу, де затримуються і за-
повнюються у районі Сочі - Сухумі або над Кер-
ченською протокою. Це також дуже активний си-
ноптичний процес, проте він впливає на погоду ли-
ше півдня України.
За таких синоптичних процесів існує ймовірність
стаціонування антициклону над південним сходом
Східної Європи та розвиток висотного гребеня, спря-
мованого на територію України. Найбільш інтенсив-
ним та стійким він буває під час ультраполярних
північно-західних вторгнень арктичного повітря або
внаслідок переміщення південних циклонів через ак-
ваторію Чорного моря. Стійкість цього процесу виз-
начається структурою термічного та баричного гре-
бенів. Інтенсивна адвекція теплого повітря вздовж
західної периферії висотного гребеня спричинює
зростання тиску у середній тропосфері, і баричний
гребінь посилюється на захід. Нерідко північніше Ук-
раїни з'являється перемичка високого атмосферного
тиску між південно-східним виступом та антицикло-
ном над Західною Європою. Якщо термічний гребінь
співпадає з баричним, антициклональне поле біля
поверхні землі починає руйнуватися.
Формування південно-східного виступу призво-
дить до значних змін у розвитку синоптичних про-
цесів. У разі переміщення південного циклону на те-
риторію України, відбувається його стаціонування.
Циклонічна діяльність над Чорним морем зали-
шається панівною, якщо виступ поширюється на
південь, і буде погіршувати погодні умови на всьому
узбережжі півдня країни.
3.3.	РОЛЬ ПІДСТИЛЬНОЇ ПОВЕРХНІ У
ФОРМУВАННІ КЛІМАТУ
Підстильна поверхня, поряд із сонячною радіацією
та циркуляцією атмосфери, є важливим кліматоутво-
рювальним фактором. За розмірами, слруктурою, ти-
пами. фізичними і іншими властивостями вона
впливає на формування глобального, регіонального
клімату та мікроклімату.
На Землі є два основні види підстильної поверхні:
вода і суходіл, які мають різні фізичні властивості
(теплоємність, теплопровідність, особливості погли-
нання сонячної радіації, альбедо та ін.) та формують
морський і континентальний типи клімату. Вплив
морського клімату, завдяки західному переносу,
поширюється далеко вглиб суходолу, тому континен-
тальність клімату на сході України більша ніж на
заході. Водна поверхня і особливо суходіл мають
різноманітні особливості будови, які впливають на
складові радіаційного та теплового балансу, цирку-
ляцію атмосфери і формують клімат певної території.
В океанах є теплі та холодні течії, мілководні ділян-
ки. На суходолі на формування клімату також впли-
ває рельєф, моря, внутрішні води, грунтовий та рос-
линний покрив, а взимку ще й сніговий покрив.
Вплив рельєфу. Загальні риси рельєфу України зу-
мовлені геострукгурними особливостями. Вони виз-
начають чергування височин та низовин, напрям і
характер розчленування. Переважна більшість орог-
рафічних утворень (Волинська, Подільська, При-
дніпровська та Донецька височини. Придніпровська
низовина і Українські Карпати) орієнтовані з
північного заходу на південний схід відповідно до
напряму основних геоструктурних елементів, які
визначають також розміщення русел найбільших
річок.
Рівнинні простори займають 95 % території
країни, з них 70 % - низовини та 25 % - височини.
Середня висота рівнин становить 175 м над рівнем
моря. Північ України займає Поліська низовина. Її ви-
сота близько 150 - 200 м і лише у районі Словечансь-
ко-Овруцького кряжу вона збільшується до 315 м, а в
долинах Дніпра. Десни та Прип'яті знижується до
100 - 120 м. Її межирічні вододільні простори плос-
ко-хвилясті, місцями погорбовані, з широкими зни-
женнями. Глибина врізу річкових долин 20 - 50 м.
Південніше Поліської низовини на лівобережжі
Дніпра простягається Придніпровська низовина з
висотами 90 - 170 м (максимальна 236 м) і загальним
похилом на захід та південний захід. На ній добре
виражена широка долина Дніпра. Далі на схід вона
поступово переходить у Полтавську рівнину заввиш-
ки 200 м і більше з плоско-горбистою поверхнею,
розчленованою долинами та балками з глибиною
врізу до 30 - 80 м. Долини місцевих річок широкі, з
крутими правими схилами та пологими лівими [220).
На півдні України розташована Причорноморська
низовина з абсолютними відмітками на півночі до
120 - 150 м та 2 - 10 м на півдні з плоскою рівнин-
ною поверхнею. Характерними елементами рельєфу
є безстічні замкнуті зниження - поди та еолові
піщані горби - кучугури. Через Перекопський пере-
шийок вона переходить у Північно-Кримську рівни-
ну. Річкові долини на півночі досягають глибини 50
- 80 м, на півдні — 10 - 15 м. Вододіли річок плоскі,
а їх береги порізані ярами та балками.
На рівнинній території виділяються окремі висо-
чини. У центральній частині на захід від Дніпра роз-
ташована Придніпровська височина з середніми ви-
сотами близько 200 м і лише в окремих місцях до 250
- 285 м (максимальна 323 м) та досить глибокими (до
80 - 90 м) річковими долинами і значним яружно-
балковим розчленуванням, особливо у межах так
званих Канівських гір. Західніше від неї — Подільсь-
ка височина з пересічними висотами 180 - 400 м. На
ній виділяються окремі масиви — Гологори, Вороня-
ки. Кременецькі гори. Товтри, Опітля; найвиша точ-
ка - г.Камула (471 м). Долини річок глибокі (до 200
- 250 м), місцями каньйоноподібні, особливо у
94
Придністров'ї'. Далі на північний захід простягається
Волинська височина, пересічна висота якої 220 - 250 м,
найбільша — 342 м на Мізоцькому кряжі. Річкові до-
лини тут врізані на глибину ЗО - 50 м. Найвища точ-
ка рівнинної території — г.Берда (515 м) на Хо-
тинській височині у межиріччі Пруту та Дністра.
На південному сході України розташована Приа-
зовська височина з пересічними висотами 200 - 300 м
на півночі і максимальною 324 м (г.Бельмак-Могила).
Глибина річкових долин у верхів’ях досягає 100 - 150 м.
Поряд простягається Донецька височина. Найвища
розчленована частина цієї височини має назву До-
нецький кряж (г. Могила-Мечетна, 367 м). На
північному сході України — відроги Середньо-
російської височини заввишки 190 - 200 м (макси-
мальна висота 236 м), розчленовані долинами, бал-
ками, ярами.
Решту території (5 %) займають середньовисокі го-
ри альпійської складчатості — Українські Карпати та
Кримські. Довжина хребтів Українських Карпат ста-
новить 250 км. ширина понад 100 км. На погоду і
клімат впливає вся гірська система Карпат, незалеж-
но від державних кордонів, яка простя-
гається на 1500 км від Девинських Воріт до
Залізних Воріт на Дунаї. Карпати розпада-
ються на окремі хребти та масиви, розді-
лені глибокими улоговинами та міжгірни-
ми долинами.
Українські Карпати орієнтовані з
північного заходу на південний схід, від
верхів’їв річки Сан до р.Сірет у вигляді ря-
ду паралельних хребтів. Зовнішні Карпати
розділені долинами річок на Бескиди з ви-
сотами від 800 до 1250 м, Горгани - від
1400 до 1800 м та Покутсько-Буковинські
гори — від 700 до 1400 м. Найвища точка
Зовнішніх Карпат г.Сивуля досягає 1836 м.
Внутрішні Карпати розпочинаються Вер-
ховинським Вододільним хребтом з висота-
ми 1000 - 1400 м. Його вершинною лінією
проходить Головний Карпатський вододіл,
де розташовані основні перевали. Пара-
лельно до нього простягається Полонинсь-
кий хребет, шо складається з окремих ма-
сивів — Руна, Боржава, Красна та ін. На південний
схід від них — найвища частина Українських Карпат,
де підносяться масиви Свидовець (1883 м), Чивчини
(1684 м), Гриняви та Чорногора з максимальною
відміткою 2061 м (гора Говерла — найвища вершина
України). З північного сходу Українські Карпати об-
лямовує Передкарпатська височина з висотами 200 -
500 м, з південного заходу — Закарпатська низовина
заввишки 100 - 120 м. Уздовж південно-західних схи-
лів Українських Карпат простягається Вулканічний
(Вигорлат-Гутинський) хребет з висотами від 900 до
1000 м.
На півдні Кримського півострова від мису Фіолент
на заході до мису Іллі на сході на 150 км простяга-
ються Кримські гори. Ширина гірської системи у
середній частині 50 - 60 км. У ній добре виділяють-
ся три паралельні пасма: Головне, Внутрішнє та
Зовнішнє. Головне, або Південне пасмо найвишс —
1200 - 1500 м. Воно складається з ряду окремих
вирівняних столових масивів - яйл. найвищі вершини
яких підносяться на висоту понад 1500 м: г. Роман-
Кош (1545м), г. Демір-Капу (1540 м), г. Еклізі-Бурун
(1527 м) та г. Ай-Петрі (1223 м). Це пасмо асиметрич-
не, круто обривається в бік моря, утворюючи Півден-
ний берег Криму завширшки до 2 - 8 км. Внутрішнє
пасмо розташоване північніше, його середня висота
досягає 400 - 600 м, максимальна — 738 м. Зовнішнє
пасмо ще нижче - відповідно 250 і 344 м.
Вплив рельєфу на клімат різнобічний і визначаєть-
ся зміною висоти місцевості над рівнем моря, різно-
манітністю форм рельєфу, крутизною схилів та їх
орієнтацією відносно сторін світу та повітряних
течій. Особливо впливає рельєф на метеорологічні
величини у горах. Зі зростанням висоти місцевості
насамперед відбувається помітна зміна складових
радіаційного балансу. В Українських Карпатах зі
збільшенням прозорості атмосфери у горах протягом
року збільшується надходження прямої сонячної
радіації (табл. 3.3.1).
Таблиця 3.3.1
Інтенсивність прямої сонячної радіації (кВт/м') залежно від висота в
Українських Карпатах Опівдні (за Л.В.Дмитренко)
Висота, м	1	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII
100	0,69	0,80	0,83	0,82	0,81	0,80	0,80	0,80	0,79	0,78	0,72	0.73
200	0.70	0.81	0,84	0,83	0,82	0,82	0,82	0,82	0,80	0,80	0,73	0,74
300	0,72	0,82	0,86	0,84	0,84	0,84	0.84	0,84	0,82	0,81	0,75	0,75
400	0,73	0.84	0,87	0.86	0,85	0,87	0,87	0,86	0,83	0,82	0,76	0,77
500	0,75	0,85	0,89	0,87	0,87	0,89	0,89	0,88	0,84	0,84	0,78	0,78
600	0.75	0,86	0.89	0.89	0,87	0.89	0,90	0,89	0,85	0,84	0,78	0,79
700	0,76	0,87	0,90	0.89	0.88	0,90	0,91	0,89	0,86	0,85	0,79	0,80
800	0,77	0,87	0,91	0.90	0.89	0,91	0,93	0,90	0,87	0,86	0,80	0,80
900	0,78	0,88	0,91	0,91	0,89	0.91	0.94	0,91	0,87	0,87	0,80	0,81
1000	0,78	0,89	0,92	0,91	0,90	0.92	0,96	0,91	0,88	0,87	0,81	0,82
1100	0,79	0,89	0,93	0,92	0,91	0,93	0,96	0,92	0,89	0,88	0,82	0,82
1200	0,80	0,90	0,94	0,93	0,91	0,94	0,97	0.93	0,89	0,89	0,82	0,83
1300	0,80	0,91	0,94	0,94	0,92	0,94	0,98	0.94	0.90	0.89	0.83	0.84
1400	0,81	0.91	0,95	0,94	0,93	0,95	0,98	0.94	0,91	0.90	0,84	0.84
1500	0,82	0,92	0,96	0,95	0,94	0,96	0,99	0,95	0,91	0,91	0,84	0,85
Особливо помітне збільшення у горах ультрафіоле-
тової радіації. У верхньому поясі гір взимку її у 3 - 4
рази, а влітку вдвічі більше ніж у передгір'ї. Зимою
вертикальний градієнт надходження прямої ульт-
рафіолетової радіації становить 0,72 Вт/м; на кожні
100 м висоти (210]. Розподіл радіації значною мірою
залежить від орієнтації схилів (табл. 3.3.2).
Радіаційний баланс, навпаки, зі збільшенням висоти
зменшується, в основному за рахунок збільшення
альбедо у горах, де більшу частину року утримується
сніговий покрив. Так, на Закарпатській низовині він
становить 2000 - 2100 МДж/м1 за рік, Псрсдкарпатті
- 1650 - 1885 МДж/м:. Уже на середніх висотах По-
лонинського та Вододільного хребтів радіаційний ба-
ланс дорівнює 1500 - 1600 МДж/м1 за рік. На висо-
когірних масивах Горган, Свидовця, Чорногорії він
зменшується до 1250 - 1300 МДж/м! за рік.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
95
Таблиця 3.3.2
Інтенсивність прямої сонячної радіації (кВт/мг) на схилах різної крутизни (X) та
орієнтації в Українських Карпатах (висота 1500 м). Опівдні (за Л.В.Дмитренко)
Орієнтація	1	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII
	Хж15’											
ПІВНІЧ	0.12	0,22	0,41	0,55	0.67	0,69	0,72	0,61	0,45	0,28	0,13	0,04
Південь	0.46	0,63	0,78	0,86	0.90	0,90	0,96	0.89	0,78	0.67	0,50	0,45
Схід	0,28	0,45	0,63	0,74	0,82	0,83	0,87	0,77	0,67	0,50	0,34	0.28
Захід	0,25	0.40	0,56	0,67	0.75	0,76	0,81	0,73	0,58	0,44	0,26	0,21
А.=30“												
Північ			0,19	0,33	0,48	0,54	0,52	0,40	0,22	0,04		
Південь	0,72	0,78	0,90	0,93	0,93	0.95	0,98	0,94	0.88	0.80	0,66	0.62
Схід	0,26	0,43	0,60	0,69	0,76	0,81	0,88	0.71	0,61	0,48	0,35	0,29
Захід	0,08	0,33	0,46	0,57	0,64	0,67	0,62	0,63	0,49	0,36	0,20	0,15
Х=45°												
Північ				0,09	0.25	0,32	0,28	0,16				
Південь	0,74	0,87	0,95	0,94	0,90	0.90	0.94	0,93	0,87	0.88	0,77	0,74
Схід	0,24	0,37	0,53	0.60	0,66	0,70	0,69	0,61	0,56	0,43	0,33	0,28
Захід	0,15	0,23	0,34	0,43	0,49	0,51	0,53	0.49	0.33	0,26	0,12	0,08
Х=60с												
Північ					0,01	0,07	0,03					
Південь	0,80	0,91	0,94	0,88	0,80	0,78	0,83	0,87	0,88	0,90	0.83	0.82
Схід	0,20	0.30	0.42	0,47	0,51	0,54	0,53	0,53	0,42	0,34	0,28	0,24
Захід	0,07	0,13	0,19	0,26	0,31	0,31	0,34	0.30	0,22	0,10	0,03	0,01
Взагалі на високогір'ях Українських Карпат
радіаційний баланс зменшується на 45 - 50 % по-
рівняно з рівниною (210]. У Кримських горах зна-
чення радіаційного балансу за рік зменшуються на
25 МДж/м: на кожні 100 м збільшення висоти 1113].
Як наслідок, зі зменшенням радіаційного балансу в
горах змінюються характеристики термічного режи-
му. Запізнюються дати переходу температури повітря
та зменшується тривалість періодів з різною темпера-
турою. Середня місячна температура повітря у липні
досить швидко знижується зі збільшенням висоти,
особливо на південно-західних схилах Українських
Карпат, де вертикальний температурний градієнт мо-
же перевищувати 1"С/100м. Узимку в горах досить
часті температурні інверсії, тому вертикальний
градієнт температури у січні зменшується до 0,1 -
0,3-С/ІОО м ( табл. 3.3.3).
Українські Карпати та Кримські гори захитають
відповідно Закарпатську низовину та Південний
Таблиця 3.3.3
Вертикальний градієнт температури повітря, кількості опадів та окремих
атмосферних явищ у горах на кожні 100 м висоти
Гори	Середня тем- пература, *С		Кількість опадів, ММ	Туман, дні	Памо- розь, дні	Хурто- вина, Дні	Град, ДНІ
	січень	липень					
Українські Карпати							
Ужгород - Плай	0.3	0.8	79	16	7	3	
Чернівці - Ложежевська	0.1	0,7	69	4	3	3	0,14
Кримські гори							
Ялта • Ай-Петрі	0,7	0.8	44	16		2.6	0,27
Сімферополь - Ай-Петрі	0,3	0,6	56	13	7	2.4	0,28
берег Криму від прямого вторгнення хо-
лодного арктичного повітря. Особливо
помітний захисний вплив Кримських гір.
Холодне повітря надходить на Південний
берег Криму огинаючи гори із заходу чи
сходу і прогріваючись над поверхнею
теплого Чорного моря. Завдяки цьому за-
хисту Південний берег Криму має риси
сублропічного клімату.
Гори стають перешкодою на шляху
повітряних мас. Вони сприяють посилен-
ню висхідних рухів повітря, а влітку ше й
конвекції, особливо на південних та
південно-західних схилах. Це призводить
до збільшення атмосферних опадів з ви-
сотою (табл. 3.3.3). На підвітряних схи-
лах, навпаки, завдяки феновому ефекту
кількість опадів зменшується. В Ук-
раїнських Карпатах на південно-західних
схилах за рік випадає 1200 мм. а на
північно-східних — 800 мм. Феновий
ефект на підвітряних схилах поширюєть-
ся на відстань до 500 км. На збільшення
кількості атмосферних опадів впливають
не тільки гори, а н височини.
У горах та на височинах частіше вини-
кають різні атмосферні явиша, їх кількість
значно збільшується залежно від висоти і форми
рельєфу, крутості схилів та їх експозиції відносно пе-
реважного напряму вітру (табл. 3.3.3). У долинах і на
схилах Донецької та Приазовської височин заввишки
до 150 м протягом року спостерігається 6-12 днів з
ожеледдю та 5 - 12 днів з памороззю. На вершинах ви-
сотою понад 250 м кількість днів з ожеледдю вже 40,
а з памороззю — 50. На висоті 62 м буває лише ІЗ днів
з туманом, а на висоті 300 м — 83 (117]. Помітно
збільшується кількість туманів узимку на
Подільській, Придніпровській та Волинській висо-
чинах під час адвекції теплого повітря з півдня та
південного заходу.
Вплнв морів. Територію України з півдня омивають
води Чорного та Азовського морів. Чорне морс прос-
тягається із заходу на схід на 1160 км. Найбільша
ширина моря — 624 км, найменша — 263 км, плоша
- 422 тис.км’, середня глибина - 1256 м. максималь-
на — 2245 м. Північно-західна частина мілководна з
глибиною до 100 м. У межах України бе-
регова лінія Чорного моря має про-
тяжність 1540 км 1195]. На північному’ уз-
бережжі моря розташовано ряд лиманів і
заток: Дністровський, Березанський,
Тилігульський та Дніпровсько-Бузький
лимани. Одеська, Ягорлицька, Каркініт-
ська, Джарилгацька, Тендрівська, Кала-
мітська, Балаклавська та Феодосійська
затоки.
Рівень Чорного моря зазвичай змінюєть-
ся у середньому в межах 0.3 - 0,5 м. Най-
більші (0,8 - 1,0 м) вони на мілководних
ділянках внаслідок дії згінно-нагінного
вітру. Температура поверхневого шару
96
воли змінюється з півночі на південь від 22 до 24
влітку га 3 - КУС взимку. Починаючи з глибини 150
м температура воли постійна і дорівнює 8°С. Льодо-
вий режим Чорного моря дуже мінливий. У суворі
зими протягом місяця кригою вкриті затоки а також
мілководна прибережна смуга. Клімат Чорного моря
мас субтропічні риси із сухим і жарким літом та во-
логою і теплою зимою. Взимку над морем переміщу-
ються Середземноморські циклони, а влітку виступ
Азорського субтропічного антициклону зумовлює
малохмарну погоду. Температура повітря над аква-
торією моря становить віл -1...0 до 8"С у січні та 22
- 25“С і вище у серпні. Кількість опадів зростає від
200 - 600 мм на заході до 2000 мм і більше на сході.
Азовське море за розмірами порівняно мале, його
площа — 39 тис.км'. Це мілководна водойма з майже
плоским дном. Середня глибина моря - 8 - 10 м,
найбільша — 15 м. На північному узбережжі у морс
простягаються витягнуті коси Крива. Білосарайська,
Бердянська. Федотова. Усі вони орієнтовані з пів-
нічного сходу на південний захід. Найбільші затоки
тут Обитічна, Бердянська, Таїанрозька.
Клімат Азовського моря формується під впливом
континенту. У холодну частину року сюди з
північно-східним вітром переноситься континен-
тальне полярне повітря, влітку зростає повторю-
ваність західного та південно-західного вітру. Най-
нижча температура води спостерігається у східній та
північній частинах моря, зимою вона знижується до
—1...0“С, а влітку підвищується до 22 - 25“С. У пів-
денній та західній частинах моря взимку температу-
ра повітря близька до 0"С, а влітку 23 - 264^. Макси-
мальна температура поверхневого шару води у цент-
ральній частині моря досягає 28иС, а біля берегів пе-
ревищує 3(У*С. Середня кількість опадів за рік збіль-
шується від 300 мм на західному узбережжі до 400 -
500 мм на північно-східному. Взимку- Азовське море
замерзає. Льодостав в окремі роки триває з грудня до
березня. Він формується у північній та східній части-
нах моря, на півдні спостерігається плаваючий лід.
Товщина льоду досягає 90 см. Рівень води у морі ко-
ливається протягом року з амплітудою до І м. Це зу-
мовлено в основному змінами річкового стоку та
впливом згінно-нагінного вітру.
Для прибережних районів характерний взаємний
вплив суходолу та моря, в основі якого лежать
відмінності складових радіаційного та теплового ба-
лансів. Радіаційний баланс моря влітку на 40 - 54 %
більший, ніж суходолу (195]. Взимку ця різниця
різко зменшується, а в грудні вона має навіть
від’ємний знак. Витрати тепла на випаровування з
водної поверхні значно більші (в 3,2 - 3,7 раза), ніж
на суходолі, особливо восени та взимку. Радіаційні
властивості суходолу і моря зумовлюють формування
термічних контрастів у прибережній смузі, які
змінюють свій знак протягом доби. Денна темпера-
тура на узбережжі Чорного та Азовського морів
влітку нижча на 3,0 - 3,4"С і ця різниця поступово
зменшується до 0“С углиб суходолу на 4 - 10 км
(табл. 3.3.4). Нічна ж температура на узбережжі виша
на 3,0 - 5,0“С і так само різниця зменшується до О С
Таблиця 3.3.4
Зміна середньої денної та нічної температури повітря ("С ) під
впливом моря. Липень
Море	Час доби	Відстань від моря, км						
		0,01	1	2	4	8	8	
Чорне:								
Кримський півострів	День	-3,4	•0,5	-0,2				
	Ніч	4.9	1,6	0.9	0,3			
північно-за- хідне узбе режжя	День	-3,0	•2.2	-1,0	-0.5	-0.3	-0.2	
	Ніч	3,5	2,5	1,5	1.0	0.5	0,3	
Азовське	День	-3.2	-1,5	-1.1	-0.8	-0,6	-0,4	-0,3
	Ніч	3,0	1.9	1.5	1.0	0.7	0.5	0.3
на відстані 6 - 10 км. Вплив Азовського моря
помітний дещо далі 10 км у зв'язку зі збільшенням
континентальності клімату. У теплий період року в
прибережних районах виникає місцева циркуляція
атмосфери - бризи [138]. Найчастіше вони спос-
терігаються у липні-серпні. Понад 70 % денних
бризів буває, коли різниця температури між суходо-
лом і морем перевищує 20"С [138]. Якщо вона менша
5"С, бризи не виникають. Морський бриз розповсюд-
жується вглиб суходолу до 30 - 40 км, а береговий —
вглиб моря до 20 - 30 км. Бризи, у свою чергу, впли-
вають на радіаційний режим приморської смуги.
Вдень внаслідок надходження дедалі нових порцій
прохолодного повітря з моря створюються несприят-
ливі умови для розвитку конвекції, тому збільшуєть-
ся кількість малохмарних днів і, як наслідок, сумар-
на радіація. На відстані близько 30 - 40 км, де бризи
затихають, хмарність збільшується і сумарна радіація
різко зменшується. У зв'язку зі зменшенням хмар-
ності у прибережній смузі та на піщаних косах, які
простягаються у море, найменша в Україні кількість
опадів. У теплий період року на узбережжі завдяки
тому, шо денний бриз знижує температуру повітря і
підвищує його вологість, різко зменшується число
днів (до 2 - 5) із суховієм. Морська вода у темпера-
турному відношенні інерпійніша, ніж суходіл. Вес-
ною вода довго залишається холодною. На узбережжі
морів, крім радіаційних та теплових властивостей во-
ди, цьому сприяє ще й значна повторюваність (40 -
50 %) вітру з північною складовою, який відганяє у
море теплий шар води і сприяє підняттю холодної
води з глибини моря до поверхні.
На півдні Степу взимку відчувається вплив тепло-
го Чорного моря у смузі шириною до 140 - 280 км
[117]. Мілководне Азовське море замерзає, тому йо-
го вплив розповсюджується на меншу відстань — до
90 - 120 км.
Вплив внутрішніх вод. До внутрішніх вод належать
річки, озера, водосховища, ставки, болота та під-
земні води. На території України є майже 63 тисячі
річок та струмків загальною довжиною понад 248
тис. км, з них 3212 річок довжиною понад 10 км і ли-
ше 160 з них - понад 100 км. Річкова мережа досить
густа: на 1 км- території припадає 0,25 км річок, у го-
рах - понад 1 км/км', на яйлах Криму та між Дні-
пром і Молочною щільність річкової мережі набли-
жається до нуля. Майже всі річки належать до
басейнів Чорного й Азовського морів, з нзєх до
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
97
басейну Дніпра - 44 %, Дністра - 16 %, решта - до
басейнів Дунаю, Південного Бугу, Сіверського Дінця
та менших річкових басейнів. Лише 4 % річок несуть
свої води до басейну Балтійського моря. До великих
річок належать Дніпро, Дунай, Південний Буг,
Прип'ять, Десна та (.тверський Донець.
Дніпро за довжиною є третьою річкою в Європі.
Довжина його русла у межах України 1121 км, а йо-
го басейн займає майже половину її території. Дніпро
ділить територію країни на дві частини, які істотно
відрізняються за кліматичними умовами. Це типова
рівнинна річка з середнім похилом близько 10 см/км.
До гирла Ірпіня Дніпро має низькі береги, а ширина
заплави місцями досягає 10 - 12 км. Між гирлами
Ірпіня та Самари долина Дніпра асиметрична, її пра-
вий берег крутий і піднімається над рівнем річки на
50 - 150 м, а лівий - пологий, низовинний. У межах
Причорноморської низовини його заплава стає дуже
широкою і досягає 23 км. Основна частина стоку
Дніпра (84 %} формується у верхній частині басейну.
Понад 60 % річкового стоку формується навесні. Се-
редній річний стік Дніпра у гирлі становить 53,5 км’.
За фізико-географічними умовами річки України
поділяють на гірські та рівнинні. Найбільша їх
кількість належить до другої гру-
пи. з широкими долинами та по-
логими схилами, похил їх не пе-
ревищує 10 см/км і зменшується
вниз за течією.
До гірського типу належать
річки, шо беруть початок у Кар-
патах (Дністер, Прут, Тиса та їх
притоки) та Кримських горах
(Салгир, Альма, Кача, Бельбек,
Чорна). Долини іх вузькі, з крути-
ми схилами. Глибина долин у пе-
редгір'ях становить 150 - 250 м, а
в горах — 600 - 800 м. Рівнинні
річки жи&ляться на 50 - 80 % та-
лими сніговими водами, а гірські
- здебільшого дощовими.
Влітку температура води у
річках виша від температури
повігря у середньому за місяць на
І - 3“С. Максимальна температура
повітря вдень вища, ніж води, але вночі вода значно
тепліша внаслідок значної теплоємності і дії ме-
ханізму турбулентної теплопровідності. Узимку на
річках формується льодостав. У середньому на пів-
ночі він припадає на початок грудня, на півдні —
кінець місяця. Льодостав у середньому триває від 2
до 3,5 місяців, а в суворі зими до 4 місяців. Під час
тривалих відлиг річки можуть звільнятися від льоду,
особливо на півдні. Тільки на річках між Прутом і
Дністром та у пониззях Тиси сталого льодоставу не
буває. Під час льодоставу вода річок майже не впли-
ває на температуру і вологість повітря. Скресати
річки починають на південному заході на початку, а
на північному сході — наприкінці березня. Річки
вільні від криги на південному заході протягом 270 -
280 днів та 240 днів на північному сході.
Осередками впливу на місцеві особливості клімату
є озера. В Україні понад три тисячі озер загальною
площею водної поверхні більше 2 тис.км2. Переважа-
ють озера малих розмірів, лише 40 з них мають пло-
щу 10 км’ і більше. Озера займають близько 0.3 %
площі території країни. Більшість їх розташована у
заплавах річок Дніпра, Прип'яті. Десни, Орелі, Са-
мари, Сули, Хоролу, Дунаю, малих річок Полісся.
Здебільшого вони малі і дуже добре прогріваються.
Відносно багато озер на узбережжях Чорного й
Азовського морів, які утворилися внаслідок відок-
ремлення від моря заток. Найбільшим є прісне озе-
ро Ялпуг у нижній течії Дунаю з площею водної по-
верхні 149 км’. Найбільшим прісноводним лиманом
є Дністровський, дзеркало води якого 360 км2. У ли-
манах вода прогрівається до З ОС. У степовій частині
Криму поширені солоні озера. Мало озер в Ук-
раїнських Карпатах та в Кримських горах. В Ук-
раїнських Карпатах на висоті 989 м знаходиться
найбільше гірське озеро України Синевір, яке утво-
рилось у результаті завалу гірського потоку.
Окрім природних водойм в Україні для госпо-
дарських потреб створено близько 28,8 тисяч водос-
ховищ га 1,1 тис. ставків |22О| (табл. 3.3.5).
Таблиця 3.3.5
Розподіл водосховищ та ставків у басейнах річок України
(за даними Б.М.Данилишина та ін.)
Басейн річки	Ставки			Водосховища			
	кіль- кість, шт.	площа водної поверхні, тис.га	об'єм, млн.м1	кіль- кість, шт.	площа водної поверхні, тис.га	об'єм, млн.м*	
						повний	корис- ний
Дніпро	1328	120,5	1841,4	564	775.65	46178,6	20264,02
Південний Буг	6929	45,7	609,19	197	30.72	855,34	626,40
Дністер	3447	20.8	244,4	65	23.43	3225,1	2133.84
Віспа	610	2.77	45,19	14	4,15	90,35	81,58
Дунай	675	4,12	60.38	37	73.84	1838,7	817,22
Сіверський Донець	1731	11,74	208,3	146	42,78	2023,47	1640,96
Річки Причорномор'я	683	6.76	102,34	37	8,51	397,43	299,22
Річки Приазов’я	1377	10,8	230,81	97	26,72	657,81	585,33
Безстічна область (Херсонська область)	29	0,07	2,8				
Всього в Україні	28764	223,26	3344,82	1157	985,8	55296	26446
Найбільше їх у басейні Дніпра та Південного Буту.
Характеристику водосховищ Дніпровського каскаду
наведено в табл. 3.3.6.
Крім Дніпровських водосховищ, на інших річках ли-
ше кілька мають об'єм більший 100 млн.м’. Цс
Дністровське (142 км2), на Південному Бузі — Лади-
жинське, на Інгульці - Карачунівське, на Сіверському
Дінці - Печенізьке, на Осколі - Чсрвонооскільськс.
Близько 60 водосховищ мають повний об'єм від 10
до 100 млн.м', решта — малі водосховища з об'ємом
води від 1 до 10 млн.м’ |22О]. Звісно, і вплив їх на ре-
жим метеорологічних величин навколишніх тери-
торій незначний.
Значні площі займають болота та перезволожені
землі. Найбільше їх на Поліссі — до 5 % плоші, у Лі-
состепу — 1,6 %, Степу — 0,3 %, Українських Карпатах
98
Таблиця 3.3.6
Морфометричні характеристики водосховищ Дніпровської о
каскаду (за даними М.М.Паламарчука)
Водосховище	Характеристика								
	рік введення ГЕС	довжина, км	площа, тис.га	об'єм, млн.м3		середня ширина, км	максимальна ширина, км	максимальна глибина,м	середня глибина, м
				корисний	ПОВНИЙ				
Київське	1965	110	92.2	1200	3730	8.36	12,0	14,5	4,05
Канівське	1974	123	67.5	300	2620	5,48	8,0	21,0	3,88
Кремен- чуцьке	1961	149	225,2	9000	3520	15,1	28,0	20,0	6,02
Дніпродзер- жинське	1964	149	56,7	300	2450	4,97	8.0	16,0	4,32
Дніпровське	1951	129	41,0	800	3300	3.18	7,0	53,0	8,06
Каховське	1956	230	215,5	6800	18200	9,35	25,0	24.0	8,47
— 0,4 %. Переважають невеликі болота: 46 % їх ма-
ють площу до 50 га, 40 % — понад 100 га і 7 % — по-
над 1000 га. Болота в основному низинні. Найбільша
заболоченість у верхній та середній частині правобе-
режжя Прип'яті — понад 30 %, у басейні нижньої
частини Прип’яті - 10 - ЗО %. Менше заболочена
Придніпровська низовина. У долинах річок є великі
масиви боліт площею 180 - 300 км2 (долини Остра,
Трубежа, Супою). У Лісостепу га Степу болота в ос-
новному знаходяться у заплавах річок. У гирлах річок
Дунаю, Дністра та Дніпра розташовані плавневі ді-
лянки. Як і для боліт для них характерна значна зво-
ложеність території, поширення водної і повітряно-
водної рослинності.
Водні об'єкти по-різному впливають на метеоро-
логічний режим території. За допомогою літака-ла-
бораторії було виявлено підвищення відносної воло-
гості повітря у районі Каховського водосховища на 4
- 10 % до висоти 1 км лише у прибережній смузі, а в
районі Азовського моря — на 16 - 20 %. Це збільшен-
ня поширюється на відстань до 20 - 30 км 1117|. Во-
дойма площею 20 км2 сприяє зниженню температури
повітря у жаркі дні у смузі завширшки до 200 - 400
м на 2 - 4”С на висоті 150 см і збільшенню вологості
повітря на 15 - 20 %. Вплив невеликих природних та
штучних водойм помітний ще у вужчій смузі. Великі
водосховища та озера збільшують тривалість безмо-
розного періоду на узбережжі на 2 - 3 тижні. Най-
більше впливають водосховища на вітер — спос-
терігається збільшення швидкості вітру над ними та
на узбережжі на кілька десятків відсотків. Вдень на
узбережжі помітні бризи. Водна поверхня сприяє
збільшенню стійкості стратифікації атмосфери. Мас-
штаби цього впливу визначаються її площею.
Окремі водні поверхні мають незначний вплив, а
сукупна дія поверхні води, боліт, лісів, які чергують-
ся у просторі, добре помітна. Так, у північній частині
уздовж заплави Дніпра спостерігається смуга змен-
шення хмарності у теплу пору року, а на відстані 80
- 100 км на схід і захід — збільшення хмарності, шо
у свою чергу впливає на сумарну радіацію, формую-
чи її місцеві мінімуми та максимуми [128]. Чергуван-
ня великої кількості ділянок земної поверхні з різни-
ми радіаційними та тепловими властивостями сприяє
формуванню над заплавою Дніпра низхідних рухів і
зменшенню хмарності. За її межами, де переважають
однорідні паля сільськогосподарських культур, відбу-
вається посилення висхідних рухів і збільшення
хмарності. Такий характер впливу можна спостеріга-
ти у малоградієнтному полі атмосферного тиску.
Вплив грунтового та рослинного покривів. На
рівнинній території з півночі на південь поступово
відбувається зміна співвідношення тепла і вологи,
шо впливає на умови формування грунтів, розвиток
геохімічних процесів та умови існування рослин. Це
призводить до якісних змін природи, до зако-
номірної зміни типів грунтового та рослинного пок-
риву, ландшафтів і формування фізико-географічних
зон: мішаних лісів, Лісостепу га Степу. Своєрідний
грунтово-рослинний покрив з вертикальною по-
ясністю мають Українські Карпати та Кримські гори.
Зона мішаних лісів в Україні представлена Полісь-
кою провінцією. Межа Полісся та Лісостепу прохо-
дить поблизу таких населених пунктів: Володимир-
Волинський - Луцьк - Рівне - Корець - Бсрездів -
Шепетівка - Полонне - Чуднів - Троянів - Житомир
- Корнин - Київ - Ніжин - Комарівка - Батурин -
Кролевець - Глухів. Річковими долинами поліські
ландшафти проникають на південь у Лісостеп.
Найбільшим відгалуженням від основної частини
Полісся є так зване Мале Полісся, яке простягаєть-
ся від Рави-Руської до Шепетівки і з півночі та
півдня обмежене лісостеповими ландшафтами. На
Лівобережжі Дніпра пазіські ландшафти поступово
переходять у лісостепові ландшафти Придніпровсь-
кої низовини. Із заходу на схід Українське Полісся
простягається більш як на 750 км, а з півночі на
південь на 150 - 180 км. Його площа близько 113,5
тис.км2, що становить 19 % території країни.
ґрунтовий покрив Полісся дуже строкатий. Це в
основному дерново-підзолисті, підзолисті та болотні
ґрунти.
Природна рослинність Полісся — лісові, лучні та
болотні види, яких налічується понад 1500. Основ-
ною деревною породою Полісся є сосна, яка займає
64 % площі лісів. Поширені також береза - 11,7 %,
дуб - 10,7, вільха — 7,6, осика — 1,6, граб - 0,4 %
плоші лісів. На грунтах піщаного, супіщаного, зрідка
суглинкового складу з близьким заляганням до по-
верхні морени або крейдяних відкладів розповсюд-
жені сосново - дубові ліси. На родючих грунтах роз-
виваються сосново-дубово-грабові ліси.
Південніше зони мішаних лісів пролягає Лісосте-
пова зона до лінії вздовж населених пунктів Велика
Михайлівка - Ширяєве - Первомайськ - північніше
Новоукраїнки - Кіровоград - Знам'янка - Кобеляки
- Нові Санжари - північніше Краснограда - Балаклея
- вздовж річки Оскіл до державного кордону. Із захо-
ду на схід Лісостеп простягається майже на 1100 км.
Він займає 202 тис.км2, що становить 34 % території
України.
Зональними типами грунтів Лісостепу є чорноземи
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
99
(типові опідзолсні і деграловані) та сірі лісові грунти.
Найпоширеніші фунти зони - малогумусні та се-
редньогумусні глибокі чорноземи на легких і се-
редніх суглинках. Рослинний покрив цієї зони
представлений залишками остепнених лук і степів на
плакорах, масивів дубових і дубово-грабових лісів
(на Лівобережжі — дубово-кленово-липових). За
історичний час лісистість зони зменшилась від 50 до
11 %. Нині найлісистішою є західна частина Лісосте-
пу. Понад 50 % плоші лісів займає дуб, 25 % — сос-
на, 8,6 - граб, 2,7 — ясен, 2,6 - бук, 2,6 % — осика.
У заплавах річок ростуть ліси з дуба, ясена, в'яза,
осокора та верби. На піщаних терасах поширені бо-
ри. Соснові ліси трапляються й на торфових болотах,
виходах гранітів та крейди. Степові ділянки з кови-
лою. типчаком та різнотрав'ям збереглися у за-
повідниках. У долинах річок поширені болота, які
вкриті осокою, пухівкою, очеретом, рогозом, вербами
тошо. Заплавні луки мають своєрідний різноманітний
видовий склад. Найбагатші на рослинність вологі лу-
ки, де поширена мітлиця, костриця, конюшина тошо.
Степова зона простягається південніше Лісостепу
до узбсрсжжів Чорного та Азовського морів і пе-
редгір'їв Криму. Із південного заходу на північний
схід її протяжність 1075 км. Ширина зони змінюєть-
ся від 100 км на заході до 300 км на сході. На довготі
Перекопського перешийка ширина Степу досягає
450 км. Розширення його на схід і просування
північної межі далі на північ зумовлено збільшенням
континентальності клімату. Плоша Степу України
перевищує 240 тис.км', або 40 % території країни.
грунтовий покрив однорідніший, ніж у Лісостепу.
На півночі зони переважають чорноземи ссрсдньогу-
мусні звичайні. Грунтовий покрив Донецької висо-
чини відрізняється строкатістю, вертикальною дифе-
ренційованістю.
У Степу домінують багаторічні ксерофільні злаки,
а різнотрав'я має підпорядковане значення. У степо-
вих фітоценозах у південному напрямі більше ефе-
мерів та ефемероїдів, є полини, галофітна рос-
линність, рослинний покрив розріджений, простежу-
ються зональні відмінності. У північному Степу у
минулому панували різнотравно-типчаково-ковилові
степи, у центральній частині зони - типчаково-ко-
вилові, у приморській смузі та Присивашші —
розріджені типчаково-ковилові та полиново-типча-
кові степи. Насьогодні близько 80 % території степо-
вої зони займають сільськогосподарські угіддя,
значні її простори у південній частині вкриті густою
мережею каналів зрошувальних систем. У Степу ма-
ло поширена лісова, лучна та болотна рослинність.
Лісистість степової зони становить лише 3 %. У лісах
39,4 % займають дубові насадження, 32,9 % — сос-
нові, 5,7 % — ясеневі.
В Українських Карпатах проявляється вертикальна
поясність грунтово-рослинного покриву. У Перед-
карпатті в умовах достатнього зволоження поширені
дерново-підзолисті поверхнево-оглеєні грунти. Ви-
ще, на висоті до 1200 - 1400 м розповсюджені бурі
гірсько-лісові грунти. У низькогірному поясі розви-
нулись бурі лісові грунти з ознаками опідзолення.
В Українських Карпатах зосереджено 20 % площі
лісів країни, у яких 41 займає смерека, 35 - бук. 9 —
дуб, 5 — ялина, 4 % — граб. Такі породи як береза,
клен, ясен та вільха разом займають 6 % площі лісів.
У передгірному поясі (до 400 м) переважають дібро-
ви, смереково-букові ліси, грабняки, осиково-віль-
хові ліси. На висоті від 400 - 700 до 1350 - 1450 м
домінують букові, смереково-букові, грабово-букові
та дубово-букові ліси. Чисті смерекові ліси займають
верхні частини схилів Чорногори, Рахівських гір,
Чивчин, Горган. У субальпійському поясі (від 1200 -
1500 до 1650 - 1850 м) представлені зарості гірської
сосни, ялівцю, вітьхи зеленої, рододендрона
східноєвропейського, пакові га різногравні луки. До
альпійського поясу відносять трав'янисті та чагарни-
кові угруповання вище 1800 - 1850 м, які мають
фрагментарне поширення.
- Кримські гори також мають добре виражену верти-
кальну поясність. На загальному вертикально-пояс-
ному фоні спостерігаються відмінності між півден-
ними та північними схилами, західними та східними
районами. У передгір'ях розвинулись чорноземи га
чорноземи солонцюваті, поширені також у міжгірних
долинах. На схилах і плато сформувались дерново-
карбонатні та перегнійно-карбонатні грунти. Під су-
хими лісами та чагарниками розвинулись бурі гірсь-
ко-лісостепові та коричневі грунти. На схилах Голов-
ного пасма розвинуті бурі гірсько-лісові та дерново-
буроземні ірунти. Першини яйл вкриті гірсько-луч-
ними та гірсько-степовими фунтами.
Лісистість Кримських гір становить 32 %, 64 %
плоші лісів займає дуб, 15 — бук, по 6,3 % — граб та
сосна. На північному схилі Кримських гір виділяють
пояси: лісостеповий, дубових лісів, буково-грабових
лісів; на південному — приморських чагарників та
ялівцево-дубових лісів, лісів із сосни кримської, бу-
ка. сосни звичайної. Вершини яйл вкривають лучні
степи.
Різноманітність земної поверхні, особливо у теп-
лий період року, значною мірою впливає на форму-
вання контрастів у розподілі температури, конвек-
тивних хмар, атмосферних опадів, швидкості та нап-
ряму вітру і розподіл сумарної сонячної радіації. У
формуванні цих конфастів значну роль відіграє мін-
ливість турбулентного обміну в приземному га фа-
ничному шарах атмосфери, зумовлена термічним і
динамічним чинниками. Перші з них проявляються
у різниці температури діяльних поверхонь (ліс і
сільськогосподарські угіддя, водна поверхня і су-
ходіл, схили різної крутості та експозиції). Отже, у
теплий період року на клімат впливають не лише
значні неоднорідності земної поверхні (гори та мо-
ря), а й малі (ліси, луки, болота, водна поверхня), які
створюють термічні конфасти діяльної поверхні на
невеликій площі. Кожна ділянка земної поверхні по-
різному засвоює сонячне тепло, віддає його в атмос-
феру і нафіває її. Очевидно, що особливості нафі-
вання земної поверхні та атмосфери залежать від
здатності різних видів підстильної поверхні поглина-
ти сонячну радіацію, яка виражається через альбедо,
тобто відбивну здатність поверхні. Отже, альбедо
100
врешті-решт визначає кількість засвоєної радіації.
Необхідно відмітити, шо альбедо різних ділянок
змінюється залежно віл кута надходження сонячних
променів, щільності рослинного покриву, фаз роз-
витку рослин, зволоження поверхні тощо. Середні
значення альбедо (%) для різної поверхні змінюють-
ся в широких межах:
Чорнозем сухий	12-14 Чорнозем вологий		6-10
Сірі лісові ґрунти сухі	25 - 30 Сірі лісові ґрунти мокрі		10- 12
Пісок сухий (річковий) 35 - 43		Пісок вологий	20 - 24
Глиниста пустеля	29-31	Луки	15-25
Поля картоплі	15-25 Цілинний степ		16- 18
Мілкі водойми	6-12 Сухий степ		20-30
Ліс:		Морська крига	30-40
хвойний	10- 14	Сніговий покрив:	
ЛИСТЯНИЙ 3 листям	16- 19	СВІЖИЙ	80-95
мішаний з сніговим токривом	40 - 45	який тане	40-45
листяний без листя	12- 14	старий	60-70
Пшеницята інші			
Кущіння	14- 18		
Вихід у трубку	18-22		
Вихід у трубку- иолочна стиглість	0-25		
Молочна стиглість- гтовна стиглість	22-30		
Найбільшу відбивну здатність має сухий свіжий
сніг. Навіть сніг, який тане, має більше альбедо, ніж
будь-які інші природні поверхні. Найменше альбедо
мають чорноземи, мокрі сірі лісові грунти, мілкі во-
дойми, хвойні ліси та листяні без листя. Тому в се-
редньому найменше альбедо мають лісові ділянки на
Поліссі га в Українських Карпатах. Тут же спос-
терігаються і найбільші контрасти альбедо між
сусідніми ділянками земної поверхні. Альбедо
сільськогосподарських угідь значно змінюється з ча-
сом залежно від фаз розвитку сільськогосподарських
культур. У холодний період року середнє: альбедо
найбільше там, де довше зберігається сніговий пок-
рив, а саме на північному сході та в Українських
Карпатах. Альбедо водної поверхні змінюється віл
кількох відсотків при прямовисних променях до 90 -
95 % піл час сходу та заходу Сонця. У цілому альбе-
до води на 10 - 20 % менше, ніж альбедо поверхні су-
ходолу влітку і тому великі водні басейни поглина-
ють більше сонячного тепла, ніж суходіл.
Лісові масиви та штучно створені полезахисні
лісові смуги зменшують на полях число днів з небез-
печними для сільського господарства явищами пого-
ди через зменшення швидкості вітру та турбулентно-
го обміну земної поверхні з атмосферою. Через
відмінності термічного режиму сільськогосподарсь-
ких полів та лісосмуг за умов малоградієнтного ба-
ричного поля навіть розвивається маломасштабна
місцева циркуляція атмосфери [127].
Взимку різноманітність підстильної поверхні
згладжується наявністю снігового покриву. Сніговий
покрив спричинює зниження температури призем-
ного шару повітря. Цим він значною мірою впливає
на клімат, хоч і сам є продуктом клімату. Велика
відбивна здатність снігу зводить нанівець ті незначні
суми тепла, які надходять віл Сонця взимку до зем-
ної поверхні. Вихолоджуванню земної поверхні
сприяє й те, шо випромінювання снігу наближаєть-
ся до випромінювання абсолютно чорного тіла. Крім
того, сніг не пропускає тепло з грунту до атмосфери.
Тому над сніговим покривом часто формуються при-
земні інверсії температури. Чітким доказом вихолод-
жу вальної дії снігового покриву є те. шо на рівнинах
Східної Європи вертикальний градієнт температури
повітря у нижньому кілометровому шарі у січні та лю-
тому становить 0,12 - 0,15'С на кожні 100 м висоти,
тоді як його середнє значення 0,6 - 0.7"С. Радіаційне
охолодження повітря над снігом сприяє утворенню
інею та паморозі, шо зумовлює зменшення вмісту
водяної пари в атмосфері. Весною на танення снігу
витрачається велика кількість тепла, шо сповільнює
підвищення температури повітря й грунту і тим са-
мим затримує наближення весни.
Влітку підстильна поверхня у тісній взаємодії з
іншими факторами формування клімату зумовлює
інтенсивну трансформацію повітряних мас, особливо
на півдні та південному сході України. Тут швидко
зникають термічні контрасти між різними повітря-
ними масами. Місцеві циклони, які формуються
влітку на східно-європейській гілці полярного фрон-
ту, добре виражені лише у полі хмарності та вітру і
не призводять до значної кількості атмосферних
опадів.
Отже, особливості земної поверхні у взаємодії з
сонячною радіацією та циркуляцією атмосфери вно-
сять значний вклад у формування клімату України.
3.4.	АТМОСФЕРНИЙ ТИСК І ВІТЕР
3.4.1.	Атмосферний тиск
Тиск повітря є однією з основних характеристик
фізичного стану атмосфери. З ним тісно пов'язані
динамічні процеси, шо у ній відбуваються, зокрема,
горизонтальний рух повітря.
Атмосферний тиск в умовах статичної рівноваги на
будь-якому рівні кількісно оцінюється вагою стовпа
повітря від цього рівня до верхньої межі атмосфери і
вимірюється біля земної поверхні у гектопаскалях.
Для атмосферного тиску, як і для будь-якої іншої
метеорологічної величини, властиві просторові та ча-
сові зміни, шо залежать від кліматоутворювальних
факторів: сонячної радіації, циркуляційних процесів
та підстильної поверхні.
Географічне розташування України на межі цирку-
ляційних систем помірних широт, до того ж із чітко
визначеним впливом гірських масивів Карпат та
Кримських гір. Чорного та Азовського морів, формує
складний характер атмосферних процесів, шо, у
свою чергу, зумовлює особливі риси просторового
розподілу тиску та його часових змін [190].
Атмосферний тиск завжди зменшується з висотою,
тому для уявлення про просторовий розподіл і
порівняння результатів тиск на станціях розташова-
них на висоті до 800 м включно, приводиться до од-
ного стандартного рівня - рівня моря.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
101
Розподіл атмосферного тиску за рік на рівні моря
має невеликі коливання у просторі (1015 - 1018 гПа).
Загальний вигляд баричного поля має форму сідло-
вини 1117]. Східні райони, до яких відносять і східне
узбережжя Азовського моря, знаходяться під впли-
вом західного відрогу Сибірського антициклону з
тиском, що повсюдно перевищує 1017 гПа.
На режим тиску західних областей істотно впливає
Азорський антициклон. Значна частина території
країни з підвищеним атмосферним тиском, яку ок-
реслює ізобара 1017 гПа. охоплює Українські Карпа-
ти, басейн верхнього та середнього Дністра, верхів’я
Південного Бугу а також пониззя Дунаю.
Відносно знижений атмосферний тиск (1015 - 1016
гПа) на півночі та північному заході зумовлюється
улоговинами, шо перемішуються цією територією із
Західної Європи у східному напрямі. Внаслідок
складної взаємодії Чорноморської депресії та Азор-
ського максимуму формується смуга зниженого тис-
ку у центральних, південних та південно-східних
районах. Просторові зміни середнього тиску за рік у
цих районах незначні (1016 - 1017 гПа).
В Україні основні особливості річного ходу атмос-
ферного тиску такі ж, як і у континентальних райо-
нах помірних широт Євроазійського материка, і виз-
начаються сезонними змінами циркуляції атмосфери.
Зональний характер циркуляції, шо переважає у
холодний період року і спричинюється збільшенням
температурних та баричних градієнтів між північни-
ми та південними широтами, зумовлює широтну
конфігурацію ізобар у січні (рис. 3.4.1).
На крайньому сході та заході спостерігається
підвищення атмосферного тиску до 1021 гПа та біль-
ше, шо пояснюється впливом Сибірського та
Північно-Атлантичного максимумів. Смуга підвище-
ного тиску з незначними коливаннями, шо прохо-
дить через всю територію України, розділяє області з
дещо зниженим тиском (менше 1020 гПа) на півночі
та півдні країни.
Влітку (червень-серпень) надходження сонячної
радіації максимальне. Термічні і, як наслідок, ба-
ричні градієнти між суходолом та водною поверхнею
зменшуються. Процеси никло- та анти циклогенезу
значною мірою слабшають.
Розвиток меридіональних форм циркуляції у літній
сезон зумовлює основні риси баричного поля у липні
(рис. 3.4.2) з найбільшими значеннями тиску (понад
1015 гПа) у західних областях і найменшими - на
південному сході та у Криму (1012 - 1010 гПа).
Положення та конфіїурація ізобар у січні і липні
практично не змінились порівняно з аналогічними
даними, надрукованими раніше (117]. Проте спос-
терігається помітне зниження тиску в січні та підви-
щення його у липні.
Зимовий характер розподілу тиску, що супровод-
жується повсюдно його зниженням, зберігається з
листопада до квітня.
У травні остаточно завершується процес перебудо-
ви баричного поля на літній тип. Переважання ди-
намічних факторів над термічними призводить до
помітного підвищення тиску в цьому місяці. У той
час, як на сході область підвищеного тиску, окреслена
ізобарою 1015 гПа, відступає на північний схід, на
західні райони поширюється вплив Азорського макси-
муму і спостерігається підвищення тиску (до 1016 гПа)
на значній частині території.
З червня до вересня баричне поле за розподілом
тиску близьке до літнього (липневого) типу: тиск зни-
жується у напрямі із заходу на схід. Фоновий характер
тиску, порівняно з [117], впродовж усього літнього се-
зону підвищений у середньому на І - 2 гПа. У теплий
період внаслідок значного прогрівання суші значен-
ня атмосферного тиску найнижчі (1010 - 1012 гПа).
Жовтень, як перехідний місяць, має характерні
особливості. Передусім спостерігається значне
підвищення тиску на всій території. Цьому сприяють
як динамічні, так і термічні фактори. По-перше,
різко зменшується надходження сонячної радіації,
шо призводить до зниження температури та охолод-
ження повітряних мас. По-друге, на сході у цей час
набирає сили відріг Сибірського антициклону, який
впливає на поле атмосферного тиску у східній поло-
вині України (1020 - 1021 гПа). Водночас, на заході
га південному заході значення тиску подекуди пере-
вищують 1022 гПа, що свідчить про активність дії
Азорського антициклону [154].
Характеристика атмосферного тиску на рівні моря
здебільшого використовується з метою аналізу ба-
ричного поля та великомасштабних циркуляційних
процесів.
Атмосферний тиск на рівні станції відображає
безпосередньо баричну атмосферу довкілля з ураху-
ванням специфіки місця розташування конкретно-
го пункту спостереження, головним чином його
висоти над рівнем моря та орографічних особли-
востей.
На загальному фоні баричного поля у січні при-
вертають увагу області знижених форм баричного
рельєфу над найбільш підвищеними частинами тери-
торії, а саме - Українськими Карпатами, Волинсь-
кою, Подільською і Донецькою височинами та Кри-
мськими горами. Вони зумовлені як висотою, гак і
орографічним впливом місцевості на процеси цикло-
ногенезу.
Над південними степовими та причорноморськи-
ми районами виділяється область з підвищеним тис-
ком. На півночі та у центральній частині також спос-
терігаються порівняно підвищені значення атмос-
ферного тиску.
Аналогічний характер розподілу тиску на фоні
знижених середніх місячних значень, зумовлених
термічним та циркуляційним факторами, характер-
ними для літнього сезону, відзначається у липні.
У перехідні місяці року (квітень, жовтень) загальні
риси баричного рельєфу зберігаються, змінюються
лише абсолютні значення атмосферного тиску.
Тиск повітря за рік на рівні станцій на рівнинній
частині коливається у межах від 994 гПа на північно-
му заході до 1015 гПа на південному сході.
Внутрішньорічний розподіл тиску повітря над
рівнинною частиною території має чітко визначений
сезонний характер, зумовлений закономірними
102
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
103
Рис.3.4.3. Річний хід атмосферного тиску (гПа) на рівні
станції.
змінами радіаційного та циркуляційного факторів
протягом року.
Найвищі значення атмосферного тиску у січні на
сході (1013 гПа) та на півдні у Приазовї (1018 гПа)
визначає Сибірський антициклон, який у цей час до-
сягає найвищого розвитку. Формування його почи-
нається із серпня, коли над центральними районами
Азії поновлюється сезонне підвищення тиску. У про-
цесі подальшого посилення головну роль відіграють
термічні чинники.
Найнижчий атмосферний тиск (984 -
999 гПа) має місце у західних га північно-
західних районах, над якими у цю пору
року часто переміщуються циклони та уло-
говини із заходу.
Весною, зі збільшенням надходження
сонячної радіації' та інтенсивним прогрі-
ванням земної поверхні, атмосферний тиск
зменшується на всій території, але на сході
у квітні під впливом західної частини вис-
тупу Сибірського антициклону він ще про-
довжує зберігати домінуючі значення (1008
гПа) відносно західних районів (998 гПа).
Підвищений атмосферний тиск (1012 гПа)
у цей час спостерігається на півдні та пів-
денному заході.
Влітку внаслідок найбільшого надход-
ження сонячної радіації та інтенсивного
розвитку процесів трансформації повітря -
них мас значення тиску найнижчі, проте
тип просторового розподілу не змінюється:
на крайньому сході у липні атмосферний
тиск становить 1001 - 1004 гПа, у західних
районах знижується до 975 - 980 гПа. Най-
вищий атмосферний тиск (до 1010 гПа), який спос-
терігається на півдні, зумовлений активізацією
Азорського антициклону [154].
Слід відзначити, що у країні в холодну пору року
формуються два максимуми тиску: у жовтні та січні.
Причому максимум у жовтні за своїм значенням
здебільшого перевищує максимум у січні (рис. 3.4.3).
Це можна пояснити "потеплінням" зим в останні ро-
ки у зв’язку зі змінами макроциркуляційних процесів.
Найбільша мінливість атмосферного тиску з року в
рік найчастіше спостерігається у січні, а не в люто-
му. як це було раніше [117].
Закономірності у річному ході атмосферного тис-
ку'. характерні для рівнинної території, у гірській
місцевості мають свої специфічні особливості, зу-
мовлені впливом рельєфу.
На високогір'ї Українських Карпат (Пожежевська,
Плай) найбільший тиск спостерігається у вересні,
найменший — у лютому. У передгір’ях (Львів,
Чернівці) найнижче значення атмосферного тиску
відзначається у квітні.
Зміни атмосферного тиску від місяця до місяця
відбуваються нерівномірно (табл. 3.4.1). Найбільше
зростання (на 3-4 гПа) середнього місячного тиску на
рівнині спостерігається від серпня до вересня і від ве-
ресня до жовтня, що пов’язано зі зменшенням надход-
ження тепла та змінами макроциркуляційних умов
(планетарна висотна фронтальна юна зміщується на
південь). Разом з тим максимальний приріст тиску (до
4 гПа) відзначається у східних та південних районах.
Найбільшим зниженням тиску від березня до
квітня (на 4 гПа) завершується холодний період, у
якому істотна роль належить циркуляційним проце-
сам. Від квітня до травня майже всюди (за винятком
крайніх східних районів) підвищується атмосферний
тиск на 2 гПа.
Таблиця 3.4.1
Зміни середнього атмосферного тиску (гПа) на рівні станції від місяця до
місяця
Станція	ХІІ-І	МІ	ІІ-ІІІ	III-IV	ІУ-У	У-УІ	УІ-\ЛІ	VII- VIII	VIII- IX	ІХ-Х	XXI	XI- XII
Житомир	1.6	-0,4	-0,6	-2,8	1,3	-1.5	0,3	1.4	2.0	2.4	-2,5	-1.2
Київ	2.2	-0,6	-0,8	-3.1	1.2	-1.8	0,4	1.2	2.1	2.7	-2.2	-1,3
Львів	1.0	-1,4	0,1	-2,2	1,7	•0,4	0.7	0,7	1,7	1.5	-2.7	-0,7
Полтава	2.0	-0,5	-0,8	-3,4	0,7	-2,1	-0.3	1.6	2,7	3.1	-1,6	-1.4
Харків	1.8	0,1	-1,2	-3.2	0.4	-2.3	-0.4	1.7	2.8	3.2	-1,4	-1.5
Умань	1.7	-0,7	0.5	3.2	1.0	-1.3	0.1	1.4	2,4	2.7	-2,1	-1.5
Луганск	1.6	-0,1	-1.3	-4.0	-0.2	-2.6	-0.8	1.6	3.6	3.8	-0,5	-1.1
Пожежевська	0,0	-0,7	1.2	0.0	3.7	1.0	1.1	0,8	0,3	-0,5	-4.4	-2.5
Дніпропет- ровськ	1.4	-0,5	-0,7	-3,5	0,5	-1.9	-0.4	1.в	3.0	3,3	-1.4	-1.4
Ужгород	1.0	-1.9	-1,3	-3,3	1.7	-3.4	3,7	0.8	2.3	2.1	-1.7	0.0
Плай	-0.5	-0,8	0.8	-0,4	4,1	0,5	1.7	0.7	0.2	-0.2	-4,3	-1.8
Чернівці	1.2	-1.0	-0,7	-2.9	1.3	-0,3	0,4	1.0	2.0	2.1	-2.4	-0.7
Одесса	1.0	-0,8	-0,6	-3,7	0,5	-1,5	-0.1	1,3	3.1	3.2	-1,5	-0,9
Запоріжжя	1.9	-1,0	-0.9	-3,8	0,2	-1.8	-0,6	1,4	3.4	3.6	-1,1	-1.3
Херсон	1.5	-1.1	-0,7	-4,0	0.6	•1.7	-0.3	1.3	3.3	3.5	-1.5	-0,9
Сімферополь	0,6	-1.3	-0,5	-2.8	0,8	•1.4	-0.7	1.0	3.2	2.8	-1.2	-1,2
Ялта	0,8	-1,1	•0.4	-2.9	0.4	-1.5	-0.7	0.9	3.7	2,8	-0.8	-1,2
Ай-Петрі	-0,3	-0,8	0,7	-0.1	2,3	0.4	0.4	0.7	1,4	0,6	-2.5	-2,8
104
Рис. 3.4.4. Річний хід максимального атмосферного
тиску (гПа) на рівні станції.
Цей "сплеск” підвищеного тиску не узгоджується з
ходом температури, яка закономірно зростає. У тра-
вні термічний ефект перекривається дією макроцир-
куляційних процесів: на фоні сезонного послаблення
циклонічної діяльності різко підвищується вплив
Азорського максимуму. Від травня до червня атмос-
ферний тиск знижується внаслідок збільшення над-
ходження тепла до підстильної поверхні а також
різного термічного режиму суходолу та океану, що
спричинює певний відток повітряних мас.
В Українських Карпатах і Кримських горах
внутрішньорічний хід місячних значень тиску дещо
інший.
Найбільше зниження тиску (до 4 гПа) спос-
терігається від жовтня до листопада (Пожежевська,
Плай) та віл листопада до грудня (до 3 гПа) на Ай-
Петрі. Від травня до червня атмосферний тиск зрос-
тає лише на 1 гПа.
Середня амплітуда за рік відносно невелика і має
незначні зміни від західних районів (6 гПа) до
східних (9 гПа). Проте середні показники недос-
татньо відображають дійсний режим атмосферного
тиску, який визначається значною мінливістю.
Більш показовими у цьому відношенні є екстре-
мальні значення тиску та їх амплітуда. Абсолютний
максимум тиску істотно перевищує найбільші се-
редні річні його значення і має симетричний річний
хід (рис.3.4.4). Найвищих значень він досягає у
грудні - січні, в окремих випадках - у березні, і най-
частіше пов'я заний зі стаціюванням антициклону або
з вторгненнями холодного повітря з північних ши-
рот. В Українських Карпатах. Передкарпатті та у
приморських південних районах максимум спос-
терігається у грудні.
Найнижчий максимальний тиск відзначається,
зазвичай, влітку (червень - липень) у розмитих об-
ластях підвищеного тиску, зумовлених термічними
чинниками у поширених на територію країни відро-
гах західних антициклонів.
Абсолютний мінімум припадає в основному на
грудень - лютий. В окремих випадках - на листопад
та березень. Грудневий мінімум характерний для Ук-
раїнських Карпат та Передкарпатгя.
Найнижчі значення атмосферного тиску, шо суп-
роводжуються різким погіршенням погодних умов
спостерігаються під час зміщення активних цик-
лонічних утворень.
Нижче наведені дані про найбільші та найменші
значення абсолютного максимуму та абсолютного
Таблиця 3.4.2
Абсолютний максимум атмосферного тиску (гПа) на рівні станції'
Показник	І	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII
Рівнина												
Тиск	1054,8	1049,0	1051,4	1041,3	1037,9	1034,1	1037,0	1038,5	1043.3	1041,8	1044,9	1049,0
Рік	1907	1898	1942	1942	1942	1941	1942	1942	1942	1915	1958	1963
Станція	Мико- лаїв	Мико- лаїв	Херсон	Херсон	Херсон	Херсон	Херсон	Херсон	Херсон	Лу- ганськ	Гені- чеськ	Ізмаїл
Донецька та Приазовська височини												
Тиск	1021,8	1016,8	1020,7	1012,2	1007,3	1002,2	999,9	1002,6	1011,7	1014,3	1016,6	1019.6
Рік	1937	1976	1990	1937	1937	1937	1936	1937	1936	1949	1958	1936
Станція	До- нецьк	Донецьк	<ири;ивка	Донецьк	Донецьк	Донецьк	Донецьк	Донецьк	Донецьк	Кири- лівка	Кири- лівка	До- нецьк
Українські Карпати												
Тиск	971,6	970,7	971,2	963.5	960,2	960,2	958,1	959.7	964,5	967,8	970,3	976,1
Рік	1949	1959	1990	1987	1982	1950	1990	1981	1986	1982	1958	1963
Станція	Слав- ське	Слав- ське	Слав- сь* е	Слав- ське	Славське	Славське	Слав- ське	Славське	Слав- ське	Слав- ське	Слав- ське	Слав- ське
Південний берег Криму												
Тиск	1050.3	1041,4	1046,8	1033,4	1032,8	1026,5	1025,2	1026,3	1033.1	1040,7	1045,0	1049,4
Рік	1907	1989	1990	1940	1914	1913	1888	1908	1986	1890	1958	1963
Станція	Севас- тополь	Севас- тополь	Севас- тополь	Феодо- сія	Севасто- поль	Севасто- поль	Ялта	Севасто- поль	Севасто- поль	Ялта	Севас- тополь	Севас- тополь
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
105
Таблиця 3.4.3
Абсолютний мінімум атмосферного тиску (гПа) на рівні станції
Показник	•	»	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX		XI	XII
Рівнина												
Тиск	944,1	936,8	945,8	947,5	948,7	954,4	953,9	954,8	956,0	943,7	940,9	936,2
Рік	1968	1989	1990	1964	1978	1953	1949	1947	1952	1974	1946	1976
Станція	Львів	Львів	Львів	Терно- піль	Чортків	Львів	Вінниця	Біло- пілля	Львів	Львів	Біло- пілля	Львів
Донецька та Приазовська височини												
Тиск	952,7	947,3	953,1	960,5	959,1	961,0	962,2	963,3	965,9	955,5	959.3	949.9
Рік	1986	1946	1944	1938	1941	1933	1927	1960	1988	1969	1964	1952
Станція	Волно- ваха	Донецьк	Кирилів- ка	Волно- ваха	Донецьк	Волно- ваха	Волно- ваха	Волно- ваха	Волно- ваха	Волно- ваха	Волно- ваха	Волно- ваха
Українські Карпати												
Тиск	824,6	820,9	824.3	828,6	833,3	837,2	841,8	841,3	838.6	827,9	825,3	818,8
Рік	1981	1990	1968	1964	1978	1974	1970	1989	1974	1974	1977	1976
Станція	Поже- жевська	Поже- жевська	Поже- жевська	Поже- жевська	Поже- жевська	Поже- жевська	Поже- жевська	Поже- жевська	Поже- жевська	Поже- жевська	Поже- жевська	Поже- жевська
Південний берег Криму												
Тиск	973,8	979,8	974,2	983,8	986.0	989,7	984.5	987,8	981,6	988.9	985,9	975,3
Рік	1968	1990	1892	1956	1983	1886	1885	1974	1988	1982	1980	1962
Станція	Ялта	Ялта	Севас- тополь	Ялта	Ялта	Севас- тополь	Севас- тополь	Ялта	Ялта	Ялта	Ялта	Ялта
мінімуму атмосферного тиску, зафіксовані у різних
регіонах України за весь період спостережень
(табл. 3.4.2, 3.4.3).
Абсолютний максимум тиску, який досягнув поз-
начки 1054,8 гПа на рівнині (Миколаїв) та 1050,3 гПа
на Південному березі Криму (Севастополь) у січні
1907 р. і був зумовлений потужним антициклоном,
що панував над Західною Європою, залишається ре-
кордним. Під час дії інтенсивних антициклональних
утворень, що охоплюють, зазвичай, велику тери-
торію (зумовлюючи на ній слабкі баричні градієнти),
максимально високі значення тиску спостерігаються
на більшості станцій в одні й ті самі дати. Так було
у березні 1990 р., коли протягом трьох днів (14 - 16
березня) в Україну відбувалося вторгнення холодних
повітряних мас з Арктичного басейну, що призвело
до різкого зниження температури та підвищення ат-
мосферного тиску до максима.')ьних позначок в Ук-
раїнських Карпатах, на Донецькій височині га на
Південному березі Криму.
Абсолютний мінімум тиску, навпаки, у різних
регіонах здебільшого припадає на різні лати. Це зу-
мовлено тим, шо значне зниження тиску пов'язано з
дві станції зафіксували у цей період абсолютний
мінімум (936,2 - 818,8 гПа).
Отже, підтверджується домінуюча роль макроцир-
куляпійних процесів у формуванні екстремальних
значень атмосферного тиску.
Доповнити уявлення про мінливість атмосферного
тиску, поряд з його екстремальними значеннями, дає
змогу аналіз просторового та часового розподілу
амплітуд абсолютних значень тиску (табл. 3.4.4).
Найбільших значень (понад 80 гПа) абсолютна
амплітуда досягає взимку (грудень - лютий) та на по-
чатку весни (березень) відповідно до сезонних про-
явів циркуляційних процесів. Влітку (червень - сер-
пень) абсолютна амплітуда тиску, внаслідок слабкої
адвекції та стабільнішого термічного режиму, змен-
шується майже вдвічі і навіть більше. Восени, у зв'яз-
ку з посиленням інтенсивності циркуляції атмосфе-
ри, абсолютна амплітуда зростає. Зі збільшенням ви-
соти спостерігається зниження амплітуди тиску як у
цілому за рік (60 гПа), так і за сезонами (Пожежевсь-
ка. Плай, Ай-Петрі ).
Зміни тиску повітря мають певні закономірності
не лише у річному, але й у добовому ході.
тією частиною циклону, де спостерігають- ся найбільші баричні градієнти. Зазвичай, найбільше падіння тиску властиве пе- реднім частинам активних циклонів, і то- му віл траєкторії їх зміщення відносно пункту спостережень залежить абсолютна позначка "глибини" зниження тиску. Підвищена циклонічна діяльність у західному регіоні зумовлює: тут найнижчі значення мінімального тиску. Так, циклон, шо перемістився з Польщі на Українські Карпати 3 грудня 1976 р., супроводжувався різким зниженням тиску у Коломиї, Хусті, Львові, на Пожежевській. До речі, останні	Таблиця 3.4 4 Абсолютна амплітуда атмосферного тиску (гПа) на рівні станції													
	Станція	1	И	III	IV	V	VI VII VIII			IX	X	XI	XII	Рік
	Київ	74,9	79,9	79,8	63,1	47,7	39.5	37,8	47,2	49.1	67,1	71.4	66,7	82,5
	Львів	62,8	66,9	57,0	47,8	40,2	36,9	33,9	33,2	40.8	58,0	59,3	72.7	72.7
	Харків	68,3	78,4	66.8	54,9	45.8	41,5	35,7	34,8	43.2	56,6	61.1	72,6	78,4
	Луганськ	81,9	66,6	68.2	53,2	43,7	36.5	32,7	34,1	44,1	58,3	57.7	78,3	81,9
	Пожежевсь- ка	49,6	51,4	49.0	39,5	34,9	31.2	25,5	27,2	33,9	45,2	44,5	57.6	57,6
	Одеса	74.5	64,2	70.7	50,5	45.0	36.9	41,1	38.7	45.9	52.6	72,2	70,8	79,4
	Ялта	70,4	59,8	61,5	48,5	44,7	35.4	39,1	36,8	48,4	51,8	53,2	65.4	70,4
	Ай-Петрі	59,5	51,8	54,0	35,0	33,8	29.2	26.5	26.9	36,7	33.9	40,6	51.0	59.9
106
Добовий хід атмосферного тиску, на відміну від
усіх інших метеорологічних величин, визначається
астрономічним фактором, а саме - припливними
хвилями в атмосфері, які посилюються її власними
пружними коливаннями. Найчіткіше добові коли-
вання тиску простежуються влітку у центральних
частинах антициклонів.
У помірних широтах амплітуда припливних хвиль
незначна і часто перекривається неперіодичними ко-
ливаннями тиску, які зумовлюють його різкі перепа-
ди протягом доби, шо є ознакою майбутніх змін си-
ноптичної ситуації і несприятливо позначається на
самопочутті людини.
Добовий хід атмосферного тиску, аналогічно
іншим метеорологічним величинам, характеризуєть-
ся максимальним і мінімальним значеннями, часом
їх спостереження, добовою амплітудою, особливос-
тями змін тиску від години до години (рис.3.4.5).
Добовий хід тиску на рівнині визначається зростан-
ням його у першу половину доби (до 12 год) і додат-
ковим підвищенням — у вечірні години. Час настання
максимуму та мінімуму у добовому ході
тиску має тісний зв'язок із часом сходу та
заходу Сонця: зазвичай, максимум тиску
спостерігається через 1 - 2 год після сходу,
а мінімум - за 1 - 2 год до заходу Сонця.
Ранковий (основний) максимум тиску
чітко виражений протягом усього року.
Взимку він досягає максимальних зна-
чень близько 12 год. Вторинний, менш
чіткий, максимум має тенденцію до
зникнення і простежується о 21 год га
опівночі.
Основний, післяполудневий мінімум
атмосферного тиску взимку найчастіше
спостерігається близько 15 год, вторин-
ний - у ранкові часи (о 6 год), а інколи
не простежується зовсім.
Влітку добовий хід тиску має деякі
особливості. Основний максимум тиску
(пов'язаний з розвитком конвекції) при-
падає на проміжок часу 9-12 год, вто-
ринний максимум, як і взимку, визна-
чається переважно опівночі. На сході
(Луганськ) має місце лише основний
максимум (о 9 год).
Мінімальний тиск, у зв'язку з більшою
тривалістю літнього дня, спостерігається
пізніше (о 18 год), ніж взимку. Вторинний
мінімум дуже слабко виражений і припа-
дає на 3 - 6 год. У високогірних районах
Українських Карпат (Пожежевська) та на
сході (Луганськ) вторинний мінімум тис-
ку атітку не простежується.
У добовому ході тиск знижується (на 0,8
- 1,0 гПа) найінтенсивніше від 12 до 15 год.
Підвищення тиску (на 0,5 - 0,7 гПа) у
західних та центральних районах відбу-
вається від 9 до 12 год. у південних райо-
нах га на сході - від 6 до 9 год. Коливан-
ня атмосферного тиску протягом доби, шо
визначаються середньою добовою амплітудою, віднос-
но незначні. Найбільші значення добової амплітуди
(до 1,4 гПа) спостерігаються на крайньому заході та
сході, найменші (0,5 гПа) - в Українських Карпатах
(Пожежевська). У північно-західних та північних
районах добова амплітуда дещо менша (1 гПа), на
південь та схід вона зростає і становить 1,1 - 1,3 гПа.
Міждобові коливання тиску, що перевищують
10 гПа за добу й негативно впливають на стан лю-
дини. взимку становлять більше 20 % 1173]. З них
майже у 5 % випадків коливання тиску перевищує
20 гПа, а в окремих випадках (1,4 %) міждобові ко-
ливання досягають понад 30 гПа.
Як зазначалось вище, найрізкіші коливання тиску
пов'язані з виходом глибоких циклонів. Яскравим
прикладом може бути синоптична ситуація 3-7 лю-
того 1999 р. У цей період несприятливі погодні умо-
ви в Україні визначив глибокий циклон, який швид-
ко (до 40 км/год) переміщувався із районів Прибал-
тики у південно-східному напрямі. Зниження тиску в
передній частині циклону становило 8 гПа/3 год,
Липень
Рис. 3.4.5. Добовий хід атмосферного тиску (гПа).
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
107
зростання його у тилу — 5 гПа/3 год. Теплий фронт і
пов'язана з ним зона дощу та снігопаду досягла
північних районів. За 12 год (з 5 год до 23 год 4 люто-
го) температура повітря підвищилась на Ю.7*С, барич-
ний градієнт був найбільший (6 гПа /111 км) за цей
період, швидкість вітру досягала 25 км/год. За першу
добу (3-4 лютого) тиск у Києві знизився більш, ніж
на 10 гПа, за другу добу (4-5 лютого) - на 26 гПа.
Мінімальний тиск у циклоні становив 961,9 гПа. За-
лежно від активності циклонічної діяльності зміни
тиску як за добу, так і за коротші проміжки часу мо-
жуть бути ше інтенсивнішими.
Отже, за останні роки на території країни у при-
земному баричному полі відбуваються помітні зміни:
•	у холодний період року, коли погодні умови фор-
муються здебільшого під впливом Сибірського анти-
циклону, спостерігається зниження тиску на всій те-
риторії.
•	влітку, коли циркуляційні процеси зумовлює го-
ловним чином Азорський максимум, атмосферний
тиск, відносно попередніх років, підвищується.
•	найбільше зростання тиску спостерігається у
південно-західних та південних районах.
•	у січні міжрічні зміни атмосферного тиску збіль-
шилися, що свідчить про активізацію циклонічної
діяльності.
•	стійке зростання тиску у травні (у середньому на
2 гПа) вказує на перевагу макроциркуляційних фак-
торів над термічними.
•	на більшій частині території середній місячний
тиск у жовтні перевищує аналогічні значення у
грудні, шо зумовлюється спільною дією термічних та
циркуляційних факторів.
3.4.2. Вітер
Вітер - одна з основних та мінливих характеристик
стану атмосфери, яка значно впливає на умови жит-
тя та господарську діяльність. Нерідко сильний вітер
приносить збитки, руйнує будівлі, призводить до пе-
реносу снігу і нерівномірного розподілу його на те-
риторії. Дія вітру може бути і корисною: він вино-
сить із населених пунктів забруднені речовини, пил,
сприяє запиленню рослин, зменшує літню спеку.
Урахування і оцінка вїгропотенпіалу території не-
обхідні для використання у вітроенергетиці та інших
галузях економіки.
Переміщення повітряних мас зумовлюється цир-
куляцією атмосфери і визначається наявністю
стаціонарних баричних центрів а також характером
підстильної поверхні та формою рельєфу. Особливу
роль у розподілі вітру відіграють висота і захи-
щеність місцевості та шорсткість підстильної по-
верхні (117].
Гірські масиви впливають на розподіл вітру, фор-
муючи хвильову структуру під час руху повітряного
потоку великої вертикальної потужності і утворюють
сезонні вітри схилів, що виникають внаслідок
нерівномірного прогрівання повітря на різних висо-
тах. В Українських Карпатах та Кримських горах
напрям вітру визначається розташуванням гірських
хребтів та долин.
Вітровий режим України зумовлюється макронир-
куляційними процесами в атмосфері та положенням
баричних центрів над континентом Євразії та Атлан-
тикою. В окремих регіонах розподіл напряму та
швидкості вітру значно змінюється під впливом
орографічних особливостей і залежить від орієнтації
долин, наявності водойм, морів.
Протягом року відбувається зміна переважного
напряму та швидкості вітру. Сезонне зміщення та
інтенсивність окремих центрів дії атмосфери визна-
чають річний хід характеристик вітру.
Напрям вітру. У розподілі переважного напряму
вітру за рік виділяються дві зони, що знаходяться по
обидва боки віл великої осі Воєйкова. яка проходить
приблизно у напрямі Кишинів - Луганськ. У цих зо-
нах переважає вітер протилежного напряму: на
північ від осі — вітер із західною складовою, на
південь — зі східною. На Південному березі Криму
спостерігається вітер північно-західний та західний.
Взимку (січень) тенденція розподілу вітру в цілому
зберігається: на південь від осі переважає вітер зі
східною складовою (північно-східний, східний та
південно-східний), а на південному заході - пів-
нічний вітер, тому шо повітряні маси спрямовані до
області зниженого тиску над Чорним морем. Район,
де відмічається вітер західних румбів, займає лише
північний захід і частково центральні райони. В Ук-
раїнських Карпатах спостерігається вітер різних нап-
рямів (північно-західний, південно-західний та пів-
денно-східний), на Південному березі Криму - в ос-
новному північно-західний та західний.
Весною відбувається перебудова баричного поля,
внаслідок чоТо спостерігається вітер різних напрямів
з однаковою ймовірністю. На більшій частині тери-
торії (на півночі, сході та півдні) переважає східний
та південно-східний вітер, на заході - північно-
західний. західний, а на південному заході - півден-
ний та південно-східний.
Літній тип розподілу вітру встановлюється у
червні, зменшуються баричні градієнти, ізобари на-
бувають напряму близького до меридіонального.
Тиск знижується з південного заходу на північний
схід і тому в основному' відмічається (липень) пів-
нічно-західний та західний вітер, пов'язаний з тило-
вою частиною західних циклонів. У південних райо-
нах спостерігається вітер північного напряму.
Восени відбувається поступова зміна синоптичних
процесів літнього сезону на зимовий. У північно-
західних районах ще зберігається вплив Азорського
антициклону, тому на Поліссі і частково у Лісостепу
спостерігається вітер західних румбів. У південних
районах та у рівнинному Криму різко виражена зона
північного та північно-східного вітру. Цей вітер па-
нує і в приморських регіонах, де бризова циркуляція
у вересні слабшає. На крайньому південному сході
спостерігається вітер східного напряму.
Повторюваність переважного напряму вітру за
період 1961 - 1990 рр. порівняно з періодом 1936 -
1960 рр. не змінилась, за винятком окремих районів,
де однією з причин можна вважати збільшення сту-
пеню захищеності пункту спостереження.
108
Швидкість вітру. Важливою характеристикою віт-
рового режиму є швидкість вітру, яка визначається
баричним градієнтом та умовами циркуляції атмос-
фери. Протягом року чітко виражені послідовні
зміни швидкості вітру (рис. 3.4.6). У жовтні спос-
терігаються найбільші значення атмосферного тиску
і починаючи з жовтня до квітня відбувається поси-
лення швидкості вітру.
Найбільша середня місячна швидкість вітру спос-
терігається майже на всій території України у лютому
(50 - 55 %), іноді цей максимум припадає на січень
(рис. 3.4.7), листопад або грудень (10 - 15 %) і лише
в окремих випадках - на березень, квітень (4 - 5 %).
Найменша швидкість вітру відмічається влітку, ко-
ли Україна перебуває під впливом Азорського анти-
циклону, а циклонічна діяльність послаблена. У
липні-серпні на більшій частині території швидкість
вітру зменшується до мінімальних значень (рис. 3.4.8).
Мінливість швидкості вітру за окремі місяці нез-
начна, за винятком Українських Карпат і Кримських
гір. Середнє квадратичне відхилення у зимові місяці
змінюється від 0,5 до 1,0 м/с, літні - від 0,3 до 0,8 м/с,
на гірських масивах воно варіює від 1,0 до 3,0 м/с.
Загальний характер збільшення швидкості вітру
(на півночі до 3 - 4 м/с, на півдні до 5 - 6 м/с)
відмічається з півночі на південь і зумовлюється тем-
пературною неоднорідністю а також сезонними ба-
рично-циркуляційними процесами у поєднанні з
орографічними особливостями місцевості. У холод-
ний період року найбільші баричні градієнти спос-
терігаються у південних районах і виникають
внаслідок взаємодії Чорноморської депресії та об-
ласті підвищеного тиску, які розташовані над
Північними районами, що призводить до виникнен-
ня підвищеної енергії переносу повітряних мас.
Значна швидкість на узбережжях Чорного та Азовсь-
кого морів пов'язана також з наявністю великих вод-
них просторів і місцевої бризової циркуляції.
Різниця швидкості вітру між північними та
південними районами у холодний період року дося-
гає 3,5 м/с, влітку і восени вона зменшується і
дорівнює 2,8 м/с, а весною — 2,3 м/с.
Середня швидкість вітру майже на всій території за
останні 30 років зменшилась на 10 - 35 %. Існує дум-
ка, що зменшення швидкості вітру пов’язано з пере-
ходом у 1966 р. на 8-строкові спостереження. Крім
цього, у 1965 - 1970 рр. на метеорологічній мережі
розпочато вимірювання швидкості та напряму вітру
дистанційним анеморумбометром, який осереднює
характеристики вітру за 10-хвилинний інтервал, тоб-
то швидкість вітру почали вимірювати точніше.
Міська забудова у районі більшості станцій призвела
до збільшення закритості горизонту і, як наслідок, до
зменшення швидкості вітру.
Проте на окремих станціях (Чернігів, Житомир,
Тернопіль, Вінниця, Дніпропетровськ, Ужгород,
Чернівці. Сімферополь) спостерігається збільшення
швидкості вітру, тому зменшення швидкості вітру
слід пояснювати не тільки суб’єктивними причина-
ми. а як наслідок зміни у макроциркуляційних про-
цесах [8|.
Для окремих станцій, розташованих у різних при-
родних зонах, за період 1946 - 1999 рр. середня
місячна швидкість вітру фільтрувалась методом ковз-
ного десятирічного осереднення для уникнення ви-
падкових коливань значень середньої місячної швид-
кості вітру. У результаті аналізу ковзних кривих
відхилень від їх багаторічних значень отримані дов-
гоперіодні коливання середньої місячної швидкості
вітру за січень та липень (рис. 3.4.9).
Періоди (зменшення та збільшення швидкості
вітру) мають різну тривалість (від 7 - 15 років до 20
- 25 років). На окремих станціях вони не завжди
співпадають. Отже, підтверджено висновок, що у
східних і південних районах за останнє 30-річчя (по-
чинаючи з 70-х років) відмічається зменшення се-
редньої швидкості вітру.
У літні місяці швидкість вітру має добре вираже-
ний добовий хід. Максимальне її значення спос-
терігається у післяполуденні години і припадає на 15
год. Мінімальна швидкість відмічається у нічні годи-
ни. Добова амплітуда швидкості вітру у липні коли-
вається на території від 1,0 до 3,0 м/с. Взимку добо-
вий хід має згладжений характер, лобова амплітуда
коливається у січні у межах від 0,2 до 1,0 м/с. У
гірських районах, де добова амплітуда не перевищує
1,0 м/с, швидкість вітру протягом року має такий же
згладжений хід, як і взимку.
Найбільшу повторюваність (60 - 90 %) має вітер
слабкий (0 - 1 м/с) та помірний (2-5 м/с), у горах
у зимові місяці повторюваність такого вігру змен-
шується до 50 - 60 %. Швидкість 6-10 м/с най-
частіше спостерігається у холодний період року або у
перехідні сезони. Вітер зі швидкістю понад 10 м/с
буває рідко, у зимові місяці на більшій частині тери-
торії частота його становить 3 - 8 %, у гірських райо-
нах вона зростає до 20 - 30 %, влітку майже на всій
території зменшується до 1 - 2 %, у горах - 10 %.
Циклонічна діяльність в Україні особливо активно
проявляється у зимово-весняний сезони, шо призво-
дить до сильного вітру різних напрямів. Урахування
кліматологічної інформації стосовно вітру значної
швидкості важливе для багатьох галузей економіки.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
109
110
* Житомир • Львів
Липень
—• Запоріжжя —• Полтава
Рис. 3.4 9. Десятирічні ковзні середньої місячної швидкості вітру (м/с).
У спеціалізованих розрахунках поряд із технічними
параметрами необхідно використовувати швидкість
та напрям повітряного потоку. Найінформативніши-
ми для цих цілей е такі характеристики вітру як
швидкість 10, 15, 25 м/с та більше а також понад 40
м/с. Вітер зі швидкістю понад 10 м/с призводить до
хвилеутворення на водосховищах і морях і є небез-
печним для залізничного та інших видів транспорту.
Найбільше число днів із вітром 10 м/с спостерігаєть-
ся на більшій частині території у квітні і коливаєть-
ся від 10 до 15 днів. У центральних та південних об-
ластях такий вітер буває найчастіше (15 - 18 днів) у
січні та березні, у горах найбільше число днів з
вітром понад 10 м/с припадає на грудень (18 - 20
днів). У середньому за рік така швидкість на значній
частині території відмічається від 90 до 150 днів, де-
шо менше їх на Закарпатській низовині (до 70 днів),
на підвищених ділянках, у горах і на узбережжях
Чорного та Азовського морів їх кількість зростає до
200 - 250 днів.
Вітер зі швидкістю понад 15 м/с на значній тери-
торії у середньому за рік відмічається віл 5 до 30 днів.
Істотну роль у процесі формування сильних вітрів
відіграє рельєф місцевості, висота, відкритість
відносно вітрового потоку та інші чинники.
На високих відкритих місцях Донецької і Приазовсь-
кої височин та прибережної смуги Азовського і Чорно-
го морів середнє число днів з вітром понад 15 м/с за
рік зростає до 40 - 70. а максимальне перевищує 100
днів.
Особливе місце займають Українські Карпати, де
розчленованість рельєфу зумовлює надзвичайну
строкатість у розподілі та повторюваності вітру по-
над 15 м/с. Посилення вітру понад 15 м/с найчастіше
відбувається на відкритих підвищеннях північно-
східного схилу (Пожежевська) щорічно буває близь-
ко 100 днів з вітром понад 15 м/с, а на масиві Чор-
ногора (висота 2000 м) в окремі місяці - 20 - 25 днів,
тобто майже кожного дня. Значною повторюваністю
вітру такої швидкості характеризується район Перед-
карпаття, де середнє число днів за рік досягає 30 - 40
днів.
Гірські системи Українських Карпат та Кримських
гір створюють на значній відстані широку зону
відносного вітрового затишку, так звану вітрову тінь.
На Закарпатській низовині, захищеній зі сходу та
півночі дугою гір, вітер зі швидкістю понад 15 м/с
спостерігається у середньому до 10 днів за рік, в ок-
ремі роки максимальне їх число досягає близько 20.
Дуже рідко сильний вітер буває у глибоких захище-
них гірських долинах (Селятин), де він відмічається
всього 4 дні, а максимальне їх число становить 18
днів за рік. Аналогічна картина спостерігається у
Кримських горах: у районі Ай-Петрі середнє число
днів з вітром понад 15 м/с становить 70 днів, макси-
мальне - близько 100 днів, а в районі Карабі-яйли се-
реднє число перевищує 100 днів, в окремі роки силь-
ний вітер тут може відмічатися до 200 днів за рік. а
на Південному березі Криму зменшується відповідно
до 20 і 70 днів та менше.
Мінливість числа днів з вітром понад 15 м/с зрос-
тає зі збільшенням повторюваності сильного вітру.
На південному сході, в Українських Карпат та Крим-
ських горах середнє квадратичне відхилення стано-
вить 15 днів. На Закарпатській низовині, де частота
сильного вітру незначна, середнє квадратичне відхи-
лення зменшується до 5 днів, а на решті території
становить 10 днів.
Значну цінність мають дані щодо максимальної
швидкості вітру. Просторовий розподіл максималь-
ної швидкості вітру за рік має плямистий характер -
виділяються окремі райони зі значною швидкістю
вітру (понад 40 м/с): крайня північ, північний схід,
на південь від лінії Гайворон - Лошкарівка - Дебаль-
цеве (рис. 3.4.10). Така швидкість зафіксована також
на Волинській та Подільській височинах та у Перед-
карпагті, дешо зменшується максимальна швидкість
(до 30 - 35 м/с) у центральних районах, на крайньому
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
111
півдні та північному заході. Особливий режим мак-
симальної швидкості відмічається в Українських
Карпатах та Кримських горах, де на відкритих підви-
щених ділянках зафіксовано максимальну швидкість
вітру 45 м/с, а на Закарпатській низовині вона ста-
новить 20 - 25 м/с. Максимальна швидкість вітру на
значній частині території характерна дія холодного
періоду року і лише на південному заході а також в
окремих районах вона відмічається у жовтні. Повто-
рюваність такої швидкості у зимові місяці становить
10 - 20 %, у літні - 4 - 5 % і спостерігається під час
проходження холодних фронтів та циклонів. Інколи
значна максимальна швидкість вітру відмічається на
початку весни. Так, 7-8 березня 2002 р. під час пе-
реміщення активних атмосферних фронтів з
північного заходу спостерігалось посилення вітру у
західних, північних та центральних областях до 20 -
30 м/с. у південних та Криму -місцями до 34 м/с, а
на високогір'ї Українських Карпат - до 40 м/с.Великі
значення максимальної швидкості найрідше відміча-
ються у вересні.
Значна повторюваність сильного вітру на півден-
ному сході, півдні та в Українських Карпатах і
Кримських горах дає підставу розглядати вітер як
можливе джерело дешевої енергії. Максимальна
швидкість вітру за останній період збільшилась, а в
окремих регіонах зафіксовано швидкість вітру, що
перевищує 45 м/с.
Місцеві вітри. У системі загальної циркуляції атмос-
фери виділяють два основні типи місцевих вітрів, що
виникають під впливом змін повітряних течій загаль-
ної циркуляції атмосфери га фізико-географічних
особливостей території і мають обмежене розповсюд-
ження. За походженням розрізняють кілька видів
місцевих вітрів. До вітрів, що виникають за умов
нерівномірного нагрівання або охолодження суміж-
них ділянок підстильної поверхні, характеризуються
добовою періодичністю напряму і швидкості, відно-
сять бризи та гірсько-долинні вітри. До вітрів, що роз-
виваються внаслідок деформації повітряного потоку у
складних формах рельєфу, належать низхідні не-
періодичні вітри (фен, бора, стоковий та сильний
вітер у гірських ущелинах). В Україні поширені бризи
(на узбережжях Чорного і Азовського морів а також
озер, лиманів, водойм), фени та гірсько-долинні вітри
(в Українських Карпатах га Кримських горах). Ці
вітри можуть ускладнювати роботу авіації і морського
транспорту, завдавати шкоди сільськогосподарським
угіддям, переносити забруднюючі речовини тощо.
Бриз - вітер, шо змінює напрям протягом доби -
вдень з моря на суходіл (морький бриз), вночі - з су-
ходолу на море (береговий бриз). Виникнення бризу
зумовлюється різницею температури повітря суходо-
лу і водної поверхні, внаслідок чого формується вер-
тикальна термічна циркуляція у прибережній зоні.
Вдень температурний контраст між морем та суходо-
лом більший ніж уночі, внаслідок цього морський
бриз розвинений сильніше. Морський бриз створює
комфортні умови: знижує температуру повітря і
підвищує його вологість.
112
У теплий період року бриз виникає переважно за
умов антициклонічної погоди внаслідок різниці тем-
ператури повітря над суходолом і водною поверхнею
і поширюється над суходолом на відстань понад ЗО -
40 км, над морем - на 15 - 20 км. Швидкість вітру під
час морського бризу досягає 5-6 м/с, берегового -
всього 3-4 м/с. Вертикальна протяжність бризу ста-
новить від кількох сотень метрів до 1 - 2 км.
Найбільшого розвитку бризова циркуляція досягає
влітку (липень-серпснь), часто бризи виникають у
вересні. Весною і восени вони значно слабшають.
Проте у Криму бризи можуть спостерігатись навіть
взимку.
Потужність шару, охопленого бризом, становить
декілька сотень метрів і залежить від синоптичних
процесів, пори року а також особливостей підстиль-
ної поверхні. Напрям бризу залежить від конфігу-
рації та розчленованості берегової лінії а також від
орієнтації річкових долин відносно бризу.
Зі сходом Сонця розвивається прохолодний морсь-
кий бриз, який проникає вглиб суходолу на 2 - 3 км.
Після полудня морський бриз починає слабшати і
змінюється теплим береговим нічним вітром у нап-
рямі моря.
Бризові! циркуляція значною мірою впливає на
погодні умови прибережної зони - відбувається зни-
ження температури повітря, зростає його вологість,
змінюється характер хмарності. В Україні бризи
спостерігаються на узбережжях Чорного та Азовсь-
кого морів (влітку число днів з бризами досягає 18 -
20) а також на берегах водосховищ Дніпра, Дністра,
Сіверського Дінця, на Шацьких озерах тощо. Зокре-
ма, бризова циркуляція у районі Дніпровських во-
досховищ зумовлює зменшення атмосферних опадів.
Найбільше чисто днів з бризоною циркуляцією
припадає на Південний берег Криму. Проте повто-
рюваність бризів знаходиться у прямій залежності від
відстані до берегової лінії. Найбільше число днів з
бризом відмічається у Судаку (78) та Ялті (64). У
західних, північно-західних і східних районах Криму
їх буває набагато менше [138).
На континенті у літні місяці, коли бризова цирку-
ляція набуває найбільшого розвитку, вплив її поши-
рюється до лінії, що проходить через Обіточне -
Мелітополь - Асканію Нову - Херсон - Миколаїв -
Одесу - Білгород-Дністровський. Ця вузька при-
морська смута характеризується м'якшим кліматом
порівняно з прилеглими районами.
Гірсько-долинні вітри характерні для гірських райо-
нів і мають добовий період розвитку - вдень дмуть з
долин до гір (долинний вітер), вночі - з гір у долини
(гірський вітер). Вдень (з 9 - 10 год ранку і до захо-
ду Сонця) долинні вітри спрямовані уверх по долині
і схилах до вершин гір. Схили гір і прилеглі повітряні
маси ншріндються швидше, ніж над рівниною на тій
же виєогі Вночі, коли відбувається стікання холод-
ного прн и много повітря, гірські вітри спрямовані з
височин іони «у у долину. Гірсько-долинні вітри ви-
никанні. «чіт іілок різниці температури повїгря над
схилами пр і далиною або неоднорідності теплового
режиму з мі*і іршй долині та на прилеглій рівнині за
умов послаблення дії загальної циркуляції повітря.
Найчастіше вони спостерігаються у теплий період ро-
ку. Для гірсько-долинних вітрів характерне зменшен-
ня швидкості з висотою, особливості рельєфу вплива-
ють на їх поширення, стійкість і тривалість. Гірсько-
долинні вітри охоплюють шар повітря від кількох де-
сятків метрів до І - 2 км.
В Україні гірсько-долинна циркуляція найбільш
розвинена у долинах Українських Карпат і Кримсь-
ких гір. В Українських Карпатах гірсько-долинні
вітри найбільшого розвитку набувають у теплий пе-
ріод року, кали циркуляційна діяльність слабшає і
основна кліматоутворювальна роль переходить до
радіаційних факторів. Взимку у разі переважання
похмурої погоди і значних баричних градієнтів гірсь-
ко-долинні вітри не виражені, тому їх повторюва-
ність змінюється від 9 днів у Псредкарпатті до 15 у
гірських районах Українських Карпат.
У Кримських горах гірсько-долинні вітри розвива-
ються у поєднанні з бризами. Вони спостерігаються
часто, у долинах майже всіх гірських річок. Найбіль-
шого розвитку вони досягають у вересні, найменшо-
го - взимку.
Гірсько-долинні вітри можуть виникати навіть
там, де відсутні високі гори, у неглибоких долинах,
наприклад у долині р. Уж вдень дмуть південні та
південно-західні вітри з долини, а вночі- північно-
східні з гір.
Гірсько-долинні вітри впливають на горизонтальне
й вертикальне перенесення тепла, вологи га атмос-
ферних аерозолей.
Фен - поривчастий вітер з гір, що супроводжуєть-
ся різким підвишенням температури повітря і зни-
женням його вологості і виникає внаслідок дефор-
мації повітряного потоку під час переміщення через
хребет і опускання підвітряними схилами. Тривалість
фену переважно менше доби, іноді буває до кількох
діб. Фен утворюється в умовах проходження цик-
лонічних систем поблизу гір і перевалювання по-
вітряної маси через гірський хребет а також в анти-
циклонах під час опускання повітря схилами хребта.
В Україні фени характерні для Українських Карпат і
Кримських гір. В Українських Карпатах фен спос-
терігається у холодний період року (зима-весна), ко-
ли циклонічна діяльність досягає максимального
розвитку. Так, на Закарпатській низовині з навітря-
ного боку внаслідок висхідних повітряних потоків
спостерігається хмарна дощова погода, а в Псредкар-
патті під впливом низхідних потоків хмарна система
розмивається, тумани розсіюються, опади припиня-
ються, встановлюється ясна погода, відносна во-
логість знижується до ЗО - 40 %, а в окремих випад-
ках - до 18 %. температура повітря підвищується на
10 - ігх;.
У Кримських горах фен також пов'язаний з про-
ходженням циклонів або утворенням орографічних
циклонів поблизу гір. Повітряні маси, шо перевалю-
ють через гори у напрямі до Південного берега Кри-
му, набувають також властивостей фену.
В умовах північних повітряних потоків над горами
фен розвивається на південному схилі, а з південним
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
113
вітром — на північному. Коли на території Криму
розмішується центральна частина антициклону,
створюються умови для виникнення фену одночасно
по обидва боки гірського пасма. На Південному бе-
резі Криму найчастіше фен відмічається весною
(квітень-травень) і восени (вересень), найрідше —
зимою (грудень-січень). Найсприятливіші умови для
його розвитку створюються у районі Феодосії, яка
закрита горами з південного заходу.
Тривалий та інтенсивний фен зумовлює: бурхливе
танення снігу у горах; як наслідок відбувається під-
вищення рівня гірських річок і їх розливи.
Висока температура повітря і його сухість влітку
внаслідок дії фену згубно впливають на життє-
діяльність рослинності. Під впливом фену на Пів-
денному березі Криму збільшується число малохмар-
них теплих днів, які істотно впливають на умови ту-
маноутворення.
Фени у Кримських горах найчастіше бувають вес-
ною і восени. На північних схилах вони виникають
під час південних і південно-східних повітряних по-
токів, пов'язаних з малорухомими антициклонами,
на південних схилах — під час північних і північно-
західних потоків, зумовлених ЦИКЛОНІЧНОЮ діяль-
ністю.
На Південному березі Криму під час фену часто
фіксуються явища "фенової стіни", коли над яйлою
зосереджується суцільна маса хмар внаслідок під-
німання повітря північними схилами гір. В Українсь-
ких Карпатах фен спостерігається переважно у зимо-
вий та весняний сезони, особливо під час західного і
південно-західного вітрів на периферії малорухомого
антициклону (з центром над південними районами
України) а також за умов переміщення циклонів че-
рез гірські хребти. Фен прискорює танення снігу,
спричинює селі і завали, негативно впливає на фізич-
ний і психічний стан людини.
3.5. ТЕРМІЧНИЙ РЕЖИМ
Енергія Сонця, шо досягає земної поверхні, є дже-
релом енергії для всіх процесів, що відбуваються у
навколишньому середовищі. Тепловий стан атмос-
фери, як складової кліматичної системи, характери-
зується термічним режимом (температурою повітря
та грунту).
На території України розподіл температури повітря
зумовлений географічним положенням, радіаційним
режимом, циркуляцією атмосфери га підстильною по-
верхнею. Вплив кожного з них протягом року не
рівнозначний, що спричинює значні температурні
контрасти. У зимовий сезон температурний режим
формується під впливом циркуляції атмосфери і
пов'язаної з нею адвекції повітря. Роль сонячної раді-
ації послаблюється внаслідок зменшення висоти Сон-
ця, тривалості дня, збільшення хмарності. Найтеп-
лішими є західні га південно-західні регіони, що зна-
ходяться під впливом повітряних мас із Середземного
і Чорного морів. Із просуванням на схід і північний
схід частішають вторгнення повітря з Азії та Арктики,
тому тут відмічається найнижча температура повітря.
Часте чергування теплого і вологого та сухого і холод-
ного повітря створює нестійкий характер зими.
Влітку термічний режим визначається значною
інтенсивністю сонячної радіації, слабкою адвекцією
а також характером підстильної поверхні. Найбільша
висота Сонця і тривалість дня забезпечують інтен-
сивне прогрівання підстильної поверхні й повітря.
Роль циркуляції атмосфери послаблюється. Зменшу-
ються контрасти температури і їх поле стає більш од-
норідним.
Своєрідний температурний режим формується в
Українських Карпатах і Кримських горах. Основним
фактором, шо визначає розподіл температури у го-
рах. є рельєф. Окремі його елементи (морфометричні
показники) тісно пов'язані з температурним верти-
кальним градієнтом, значення якою залежить не
тільки від форми рельєфу, але й від пори року. У
теплий період вертикальний градієнт завжди біль-
ший. У холодний період він менший, тому шо тем-
пература повітря з висотою знижується ПОВІЛЬНО
внаслідок інтенсивного сходження холодного, вихо-
лодженого над сніговим покривом повітря.
Як особливий кліматичний район виділяється
Південний берег Криму, який завдяки своєму місце-
положенню найбільш забезпечений світлом і теплом.
Температурний режим тут формується під впливом
комплексу чинників: близькості моря, контурів бе-
регів. їх розчленованості, бризової циркуляції тощо.
3.5.1.	Температура повітря
Процеси, що відбуваються у географічному сере-
довищі, зумовлюються термічними умовами. Темпе-
ратура повітря, як одна з основних метеорологічних
величин, визначає характер та режим погоди, впли-
ває на різнобічну життєдіяльність людини.
На станціях, розташованих на одній і тій же широті
в міру віддалення вглиб материка зимою температура
знижується, а влітку, навпаки, підвищується, тобто
посилюється континентальність клімату. Різниця
температури повітря взимку між західними і східни-
ми районами становить 2 - 3“С, а влітку 3 - 4"С.
Температурії повітря характеризується рядом по-
казників, які відображають кліматичні особливості
місцевості.
3.5.1.1.	Середня місячна температура
повітря
Одним із основних показників температурного ре-
жиму є середня місячна температура повітря, що ха-
рактеризує загальний температурний фон території.
Просторово-часовий розподіл середньої місячної
температури повітря залежить від радіаційних умов,
сезонних коливань циркуляції атмосфери, фізико-ге-
ографічних особливостей території.
Середня місячна температура повітря в основному
змінюється з півночі на південь. В Українських Кар-
патах ізотерми простягаються у напрямі з північного
заходу на південний схід, тобто вони значною мірою
повторюють напрям гірських хребтів. У Кримських
горах протягом року також виділяється область із
114
Таблиця 3.5.1
Повторюваність (%) найнижчої середньої температури повітря
за окремі місяці
Станція	XI	XII	1	II	III
Житомир	1.1	16.0	44,6	37,2	1.1
Київ		.20,7	44.2	34,2	0,9
Львів	1.0	16,5	53,4	28,1	1.0
Полтава		22,4	39,3	37.4	0.9
Харків		20,4	42,9	35,7	1,0
Умань		15,1	50,5	33.3	1.1
Луганськ		13,9	49,5	35,6	1,0
Пожежевська	3,2	9,7	48,4	38,7	
Дніпропетровськ		21.4	46,9	30,7	1.0
Ужгород	1.1	24,2	52,7	19,8	2,2
Чернівці		14.7	58,8	24.5	2.0
Одеса		10,5	52,6	35,8	1.1
Херсон		18,9	48,9	31,1	1.1
Сімферополь		9,3	46,5	41,9	2,3
Ялта		6,5	48.6	43,1	1.8
Ай-Петрі		5.5	46.7	41,3	6,5
замкнутими ізотермами, шо огинають гірські масиви.
Річний хід температури повітря майже співпадає з
річним ходом надходження сонячної радіації, проте
дешо запізнюється порівняно з нею і відзначається
незначними коливаннями від місяця до місяця взим-
ку і влітку та різкими — восени і навесні. Ці зміни
повсюдно мають однорідний характер.
Грудень — найтепліший зимовий місяць, середня
температура від'ємна, за винятком Криму. На
крайньому заході, що найбільше підпадає під вплив
теплих повітряних мас з Атлантики, вона на 2 - З *С
виша, ніж на крайньому північному сході.
Найхолоднішим місяцем за рік є січень (40 - 55 %),
дешо менш холодний (ЗО - 40 %) — лютий (табл. 3.5.1).
У січні найнижча середня температура повітря
(—8...-7*С) спостерігається на північному сході, сході
га в Українських Карпатах (рис. 3.5.1). На решті те-
риторії вона становить -6....—4“С. У південних райо-
нах на підвищення температурного фону значно
впливає Чорне море. Найвища середня температура
повітря (3 - 4*С) відмічається на Південному березі
Криму, шо зумовлено природною захищеністю його
горами від вторгнення холодних мас повітря з
півночі та північного сходу. В окремі роки у зв'язку
з особливостями розвитку циркуляції атмосфери ця
закономірність порушується і найнижча середня
температура повітря може відмічатися в інші місяці.
У 1952 р. майже на всій території найнижча середня
місячна температура повітря зафіксована у березні, а
в Криму — в 1987 р.
Повторюваність таких років не перевищує 1 - 2 %
і лише у Кримських горах досягає 7 % (1928, 1929,
1942, 1948. 1987 рр.).
Лютий за температурним режимом мало (до 1,5"С)
відрізняється від січня, тому шо циркуляційні та
радіаційні умови цих місяців майже подібні (табл.
3.5.2). Для лютого характерна часта зміна синоптич-
них процесів, що призводить до різких коливань
температури повітря. Із середини лютого починаєть-
ся повільне зростання температури повітря. У 50 %
лютий холодніший від січня і настільки ж тепліший.
У 1895, 1911, 1925, 1929, 1932, 1936, 1948, 1956, 1962,
1975, 1976, 1982 - 1986 рр. середня температура у
лютому була нижчою на 5“С і більше, ніж у січні.
Зимовий характер розподілу температури повітря
зберігається ше й у березні. Проте з цього місяця по-
чинається її швидке зростання і вона стає на 3 - 5"С
вищою, ніж у лютому, на Південному березі Криму
— лише до 2°С. На півдні та заході температура
повітря уже додатна, а на півночі, північному сході
та в горах ще залишається від'ємною. Це зумовлено
наявністю у цих районах стійкого снігового покриву
та повільним прогріванням грунту.
У квітні середня температура повітря на 5 - 9°С ви-
ща від березневої і повсюди позитивна. На Поліссі
вона становить 6 - 7’С, у напрямі на південь підви-
щується до 9 - КУС. У горах температура зростає
повільно внаслідок пізнішого сходження снігового
покриву. В Українських Карпатах вона не перевищує
2’С, а в Кримських горах 5”С. Звільнена від снігово-
го покриву підстильна поверхня інтенсивно
прогрівається, збільшується тривалість дня, висота
Сонця, зменшується хмарність та число днів з тума-
ном. Горизонтальний температурний градієнт набу-
ває меридіонального напряму, циркуляція атмосфе-
ри слабшає, збільшується роль трансформації
повітряних мас, чітко проявляється вплив рельєфу і
моря, починається розвиток бризової циркуляції, шо
знижує температуру повітря прибережної смуги. У
квітні іноді відбувається повернення холоду і нерідко
може встановлюватися зимовий тип погоди.
У травні переважає погода літнього типу. Середня
температура повітря на 5 - 7”С виша, ніж у квітні.
Таблиця З.5.:
Зміна середньої' місячної температури повітря (*С) від місяця ді
МІСЯЦЯ
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
115
Ізотерми набувають характерного для літа напряму з
північного сходу на південний захід. Часто встанов-
люється жарка погода, проте звичайним явищем є
ранкові заморозки.
Від травня до червня середня температура повітря
підвищується на 3 - 4"С. Влітку зростання темпера-
тури від місяця до місяця відбувається повільніше,
ніж навесні. Поле температури стає одноріднішим. У
червні найбільший радіаційний баланс і тривалість
сонячного сяйва. Іноді червень буває найтеплішим
місяцем за рік.
У річному ході найвищих значень середня темпе-
ратура досягає у липні (рис. 3.5.2.).
На Поліссі та в Лісостепу вона дорівнює 18 - 20"С,
у Степу та на узбережжях морів 21 - 23"С, у Кримсь-
ких горах 16'С, а в Українських Карпатах на висоті
близько 1000 м 13 - 14*С.
У 20 - ЗО % років найтеплішим місяцем буває сер-
пень (табл. 3.5.3). У Кримських горах. Українських
Карпатах та на Південному березі Криму він най-
тепліший у 42 - 46 %. На узбережжях морів серпень
зазвичай тепліший від липня, тому що море
прогрівається тільки наприкінці літа, підвищуючи
температуру повітря.
Від липня до серпня починається повільне зни-
ження (до 1“С) температури повітря, яке надалі
-. збільшується. Значне зниження температури повітря
відмічається з вересня.
Розширюються межі коливання температури
повітря. На Поліссі температура повітря у вересні
становить 12 - ІЗ*С, у Степу 17 - 18°С, на Південно-
му березі Криму 2(УС.
У період з вересня до грудня температура щомісяця
знижується на 4 - 6“С. Це пов'язано із значним змен-
шенням радіаційного балансу. У жовтні вона не пере-
вищує на Поліссі 7"С, у Степу КУС, а на Південному
березі Криму ще залишається досить високою (14"С).
Таблиця 3.5.3
Повторюваність (%) найвищої середньої температури повітря
за окремі місяці
Станція	VI	VII	VIII	IX
Житомир	12.5	58,3	29,2	
Київ	14,5	58,2	27,3	
Львів	15,9	61,7	22,4	
Полтава	11.3	61,3	27,4	
Харків	16,3	65,3	18,4	
Умань	11.3	59,8	28.9	
Луганськ	9.6	69,2	21.2	
Пожежевська	15,2	42.4	42,4	
Ужгород	11.8	62.4	25,8	
Плай	8,2	62,2	29,6	
Чернівці	6,9	65,7	27,4	
Одеса	3,2	63,4	33,4	
Херсон	4,3	65,6	30,1	
Сімферополь	2,2	59,3	38,5	
Ялта		53,6	46,4	
Ай-Петрі	1.1	56,4	41,4	1,1
Від жовтня до листопада відбувається найін-
тенсивніше зниження середньої температури по-
вітря. Проте у листопаді на всій території вона ще
116
24
28
32
36
46
50
24
28	32	36
Рис. 3.5.2. Середня місячна температура повітря (°С). Липень
залишається додатною, за винятком Українських
Карпат. У цьому місяці зростає вплив циркуляції ат-
мосфери. шо призводить до значних змін температу-
ри від доби до доби, збільшується хмарність, вста-
новлюється зимовий розподіл температури повітря.
В осінні місяці температура повітря набагато виша,
ніж у весняні, особливо на Південному березі Кри-
му, де у вересні вона на 2 - 3*С виша, ніж у травні, а
в жовтні на 4 - 5"С виша, ніж у квітні. Це пов'язано
з впливом Чорного моря, яке навесні холодніше віл
суходолу, а восени тепліше. У березні в середньому
температура буває нижча, ніж у листопаді на 3 - 4’С.
Характерною особливістю термічного режиму Пів-
денного берега Криму є те, шо середня місячна тем-
пература повітря туї протягом року вища 0“С.
В окремі роки середня місячна температура може
значно відхилятися від середньої багаторічної і коли-
ватися у великих межах у часі і просторі.
Мінливість температури повітря має чітко вираже-
ний річний хід, який знаходиться у зворотній залеж-
ності від кількості сонячної радіації, що надходить.
Від січня до липня, зі збільшенням сонячної радіації,
мінливість температури повітря повільно зменшуєть-
ся і. навпаки, від серпня до грудня зі зменшенням
надходження сонячної радіації вона зростає. Най-
вищі значення (3 - 4"С) середнього квадратичного
відхилення середньої місячної температури повітря
бувають у зимові місяці, лише на Південному березі
Криму вони не перевищують 2"С.
Навесні мінливість зменшується і влітку досягає
найменших (І - 242) значень. Восени посилюється
вплив циркуляційних процесів і відповідно розши-
рюються межі коливання температури повітря. Особ-
ливості розвитку синоптичних процесів відбивають-
ся на характері мінливості температури кожного
конкретного року.
Важливим показником мінливості середньої місяч-
ної температури повітря в окремі роки є також абсо-
лютне відхилення температури даного місяця віл
норми. Розрахунки показують, шо абсолютні відхи-
лення за будь-який місяць можуть досягати великих
значень, причому від'ємні відхилення часто набагато
перевищують додатні.
Найбільші (від'ємні і додатні) відхилення від норми
середньої температури повітря відмічаються у зимові
місяці. Вони пов'язані з потужною адвекцією холод-
них або теплих повітряних мас. шо охоплюють всю
територію або значну її частин)'. Осередки найбіль-
шого зниження або підвищення температури зазви-
чай розмішуються у різних районах країни. В ано-
мально холодні зимові місяці (1893, 1929, 1954, 1963,
1972, 1985, 1987 рр.) абсолютні відхилення дорівню-
вали 9 - 12"С, в аномально теплі (1899, 1925, 1936.
1948, 1966 рр.) перевищували норму на 6 - 8"С. У хо-
лодному лютому 1929 р. на північному заході країни
найбільші від’ємні відхилення становили 10 - ІЗ^С.
Дуже теплим був січень 1936 р. Середня темпера-
тура на всій території перевищувала норму на 5 - 7*С.
Найбільше додатне відхилення (понад 7’С) від-
мічалось у Придністров'ї та в південній частині
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
117
Волинської і Подільської височин. За весь період
спостережень найтеплішим на території України був
лютий 2002 р., коли температура повітря перевищу-
вала норму на 5 - 9“С, за винятком крайніх північних
районів, де найтеплішим виявився лютий 1990 р.
Літом найнижча середня місячна температура пові-
тря зумовлена, як і взимку, адвекцією холодних мас
повітря, але межі її коливань зменшуються. В ано-
мальні теплі літні місяці (1890, 1901, 1929, 1936, 1938,
1946, 1954. 1959, 1964, 1972 рр.) і в аномально холодні
(1912, 1915, 1919, 1926, 1933, 1962, 1965, 1979 рр.) аб-
солютні відхилення від норми становили 2 - 6"С. Най-
вища температура спостерігалась у липні 1936 і 2001 рр.,
коли температура повсюдно була на 2 - 6“С више нор-
ми. Найхолоднішим виявився липень 1912, 1979 рр. і
відхилення температури досягали 3 - 5°С.
У перехідні сезони (весна та осінь) найтеплішим був
квітень 1950 р., а найхолоднішим - квітень 1929 р. з
відхиленнями 5 - 6’С. Найтепліший жовтень відмічав-
ся у 1935, 1966 рр., а найхолодніший - у 1946 р. Відхи-
лення температури у цьом)' місяці досягали 2 - 442 у
1935 р . З - 6"С у 1946 р. Повторюваність відхилення
різних знаків для окремих регіонів подібна за своїми
значеннями, особливо для температури у межах 0 - 2 і
2 - 4°С, і становить 45 - 55 %, а для значних відхилень
характерна невелика повторюваність (1 - 6 %).
Використовуючи метеорологічну інформацію за
весь період спостереження, у табл. 3.5.4 приводиться
найнижча і найвища середня місячна температура
повітря для окремих регіонів. Згідно таких даних для
кожного місяця можна визначити як найнижчу, так
і найвишу середню температуру повітря у цілому для
всієї території України.
Залежність середньої місячної темпера-
тури повітря від широти і довготи. На
формування і розподіл температури
повітря насамперед впливає географічне
положення місця (широта і довгота).
Кількісні показники розподілу температу-
ри повітря залежно від широти і довготи
розраховано за даними метеорологічних
станцій, рівномірно розташованих на те-
риторії. Середню місячну температуру, як
функцію широти і довготи місця, її се-
реднє квадратичне відхилення та темпе-
ратуру повітря різної ймовірності вище
вказаних меж отримано за ковзними
інтервалами. Українські Карпати не
розглядались, тому шо тут переважаю-
чим фактором, що впливає на темпера-
туру повітря, є рельєф (17].
Ковзний інтервал згладження за широ-
тою становив 1'20, а крок ковзання 20;
за довготою інтервал згладження дорів-
нював 3”, а крок ковзання 30. За широ-
тою для кожного інтервалу кількість ре-
алізації коливалась від 35 до 490, а за
довготою - від 105 до 385. Розрахунки
показали, що температура повітря у се-
редньому на один градус широти у холод-
ний період (листопад-березень) змінюється
на 0,7 - 0,8”С, а в теплий період (квітень-жовтень) —
на 0,4 - 0,5“С. Підвищення середньої місячної темпе-
ратури повітря з півночі на південь на кожні 100 км
становить у холодний період 0,7 - 0,9”С, у теплий — 0,4
- 0,5“С.
У теплий період найвища температура повітря
спостерігається не на півдні країни, а в центральних
степових районах, де відбувається інтенсивніша
трансформація повітряних мас. Деяке зниження тем-
ператури повітря на крайньому півдні пов’язане з
охолоджуючим впливом моря (рис.3.5.3).
За широтою найбільші коливання (вище 7”С) від-
мічаються у січні-лютому, найменші (3°С) — у квітні-
червні, шо зумовлюється сезонним розвитком цир-
куляції атмосфери.
Зміна місячної температури повітря на 1“ довготи із
заходу на схід протягом року майже однакова (0,1 -
0,2“С), а на кожні 100 км вона знижується на 0,1 - 0,3“С.
У холодний період (листопад-березень) найнижча
температура повітря спостерігається не на крайньому
сході, а в районі Донецької височини, шо пов'язано
з рельєфом. Деяке підвищення температури повітря
у цей час на довготі 33” пояснюється впливом моря.
Зниження температури у межах 35 - 36” за довготою
пов'язано також з Приазовською височиною. Межі
зміни за довготою значно менші, ніж за широтою. У
зимові та літні місяці вони однакові (3,5“С), а в
місяці перехідних сезонів (квітень, жовтень) за дов-
готою - найменші (1,0 - 1,5*С).
У річному ході як за широтою, так і за довготою
найхолоднішим є січень, а найтеплішим — липень.
До 47“ широти квітень незначно (до Г'С) холодніший
від жовтня, а в напрямі на північ уздовж цієї широти
-8 -В -4 -2 О 2	4	6	8	10 12	14 16 18 20 С°
Рис. 3.5.3. Середня місячна температура повітря (”С) залежно від
широти (р (а) та довготи А (б).
118
Найнижча і найвища середня місячна температура повітря (аС) у різних регіонах
Таблиця 3.5.4
Регіон	1	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	х	XI	XII	Рік
					Найнижча								
Рівнина	17.5	-19.7	-10.5	-0.6	6.6	10,7	12,8	12,3	8,3	0,9	7.5	-14,3	3.5
Рік	1987	1954	1952	1929	1864	1864	1864	1864	1870	1920	1993	1839	1987
Станція	Семенівка, Глухів	Біловодськ	Глухів	Дружба	Тернопіль	Тернопіль	Тернопіль	Тернопіль	Тернопіль	Суми, Золо- тоноша, Си- нельникове	Полтава	Луганськ	Дружба
Українські Карпати	-15.3	-14.2	-9.2	-1.8	3.4	7,3	7,4	8.2	4.6	0.6	-6.6	-9.1	1.3
Рік	1893	1985	1987	1982	1980	1978, 1984	1979	1976	1959	1972	1988	1902	1980
Станція	Турка	Плай	Поже- жевська	Поже- жевська	Поже- жевська	Поже- жевська, Плай	Плай	Поже- жевська	Поже- жевська	Плай	Поже- жевська	Турка	Поже- жевська
Кримські гори	-10.3	-10,4	-7.8	-0.5	5.1	10,2	12.5	12,3	6,9	0.8	•3.9	•5.3	4,0
Рік	1950	1985	1929	1896	1919	1933	1982	1984	1959	1951	1920	1931	1956
Станція	Ай- Петрі	Ай- Петрі	Карабі- Яйла	Ай- Петрі	Ай- Петрі	Ай- Петрі	Ай- Петрі	Ай- Петрі	Ай- Петрі	Ай- Петрі	Ай- Петрі	Ай- Петрі	Ай- Петрі
Південний берег Криму	-3.6	-4.9	-0.1	5,6	12,3	16,7	19.4	19,7	15,3	8.6	1.2	0.1	10.7
Рік	1950	1929	1929. 1987	1893	1940	1925	1985	1976	1959	1920	1920	1948	1894, 1911, 1956
Станція	Севасто- поль	Севасто- поль	Ялта. Севастоп оль	Севасто- поль	Херсо- нес ький маяк	Херсо- неський маяк	Херсо- неський маяк	Севасто- поль	Нікітський Сад	Севасто- поль	Севасто- поль	Севасто- поль	Алушта, Севасто- поль
Найвища
Рівнина	5.2	5.9	9,3	15,0	21,9	24,7	27,9	27,0	21.7	17.0	12.7	7,1	12.1
Рік	1936	1925	1990	1975	1872	1901	1938	1839	1924	1918	1923	1960	1990
Станція	Болград	Ізмаїл	Бол-град	Луганськ	Миколаїв	Дніпропет- ровськ, Гені- чеськ	Луганськ	Дніпропет- ровськ	Ізмаїл	Г енічеськ	Ізмаїл	Білгород Дніс- тровський	Білгород Дніс- тровський
Українські Карпати	0.8	2,4	4.0	8,8	14,1	17,7	17,9	20,1	14.4	11.6	6.3	2.2	7.1
Рік	1988	1990	1990	1890	1891, 1958	1964	1959	1890	1892	1966	1963	1960	1951
Станція	Турка	Турка	Турка	Турка	Турка	Турка	Турка	Турка	Турка	Турка	Турка	Турка	Турка
Кримські гори	3.4	3.8	4,9	10,5	15,2	18,4	20,6	20,0	15,5	13,1	9,0	5.0	9,5
Рік	1971	1977	1934	1989	1968	1975	1938	1929	1924, 1937, 1963	1974	1962	1960	1966
Станція	Ангар- ський пе- ревал	Ангар- ський пе- ревал	Ангар- ський пе- ревал	Ангор- ський пе- ревал	Ангор- ський пе- ревал	Ангор- ський пе- ревал	Карабі Яй- ла	Карабі Яйла	Ангор- ський пе- ревал	Ангор- ський пе- ревал	Ангор- ський пе- ревал	Карабі Яйла	Ангор- ський пе- ревал
Південний берег Криму	9,7	8,1	10,1	14,4	19.5	23.8	27,5	26,7	22,7	18,9	14,3	11,1	14,6
Рік	1895	1977	1937	1950	1968	1975	1936	1929	1909	1918	1923	1886	1966
Станція	Севасто- поль	Севасто- поль	Севасто- поль	Нікіт- ський Сад	Феодо- сія	Феодо- сія	Ялта	Феодо- сія	Євпато- рія	Нікіт- ський Сад	Севасто- поль	Севасто- поль	Ялта
він стає вже теплішим (на 1®С і вище). Аналогічна вересня, а в напрямі на північ уздовж цієї широти —
картина спостерігається для травня та вересня: до 47“ навпаки. Такий хід температури повітря у ці місяці
широти травень холодніший (на Г‘С і більше) від зумовлений впливом моря.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
119
Особливістю річного ходу температури повітря за
довготою є те, шо квітень тепліший від жовтня, тра-
вень до 24" довготи холодніший, а далі на схід
тепліший від вересня.
Характер зміни температури повітря від місяця до
місяця за широтою і довготою однорідний. Проте
коливання у зимові та літні місяці більші за широ-
тою, ніж за довготою, навесні та восени — навпаки.
Найбільші коливання відмічаються від березня до
квітня, коли температура підвищується на півночі та
сході на 9“С, а на півдні та заході — на 7“С. Влітку
зміни від місяця до місяця незначні (до 1"С).
Весною найінтенсивніше температура повітря підви-
щується на півночі та сході, а найповільніше — на
півдні і заході. Інтенсивне підвищення середньої місяч-
ної температури відбувається також на сході, а на заході
спостерігається зворотня картина. Восени температура
повітря знижується рівномірно на всій території.
Мінливість середньої місячної температури повітря
як за широтою, так і за довготою має чітко виражений
річний хід і коливається у незначних межах. У зимові
місяці (січень-лютий) середнє квадратичне відхилен-
ня дорівнює 3,2 - З,УС, а за довготою - дещо більше
(3,2 - 4,5*С). Найменші його значення за широтою
спостерігаються у травні-серпні (1,1- 2,І"С), а за дов-
готою — у червні-вересні (1,1 - 3,4 °С). Слід відміти-
ти, шо за широтою мінливість температури коли-
вається більше у літні місяці, а за довготою - у зимові.
У більшості місяців у широтному розрізі найменша
мінливість середньої місячної температури
відмічається на півдні, а найбільша — на півночі та в
центральній частині. У довготному напрямі вона
найменша на заході країни, а найбільша — у районі
Донецької височини.
До 47 - 48" пн. ш. середня температура повітря
різної ймовірності протягом року виша, ніж у нап-
рямі на північ від цієї широти. Особливо великі
відмінності (до КУС) у січні [17|. У теплий період ро-
ку температура вирівнюється і коливання її для
різних ймовірностей становлять 4 - 6“С.
У січні один раз за чотири роки (25 %-на
ймовірність) на крайньому півдні температура
повітря завжди вища (УС, а на півночі — знижується
до —5“С. Аналогічна картина спостерігається і дія
інших ймовірностей. Майже щорічно (95 %-на
ймовірність) температура повітря відповідно
дорівнює —7...-6“С.
У липні межі коливань температури звужуються. Із
10 %-ною ймовірністю температура повітря 23“С і
виша буває на півдні, а 2(УС і виша — на півночі.
За довготою середня місячна температура різної
ймовірності змінюється незначно. Найвиша темпе-
ратура повітря у січні, квітні та жовтні простежуєть-
ся до 24 - 25° сх.д., а в липні — до 29° сх.д. вона ниж-
ча, ніж на решті території.
У січні один раз за 10 років (10 %-на ймовірність)
температура повітря виша ОС, у липні вона завжди
вища 15С.
Під час дослідження температурного режиму, крім
дискретних даних (дія станцій), дія вирішення ба-
гатьох теоретичних і практичних завдань необхідно
знати особливості просторової структури поля темпе-
ратури повітря. Визначити ці особливості можна за
допомогою емпіричних кореляційних функцій [17].
Аналіз показує, шо кореляційна функція поступово
зменшується зі збільшенням відстані між станціями.
Зв'язок зі збільшенням відстані згасає швидше у
літній сезон, ніж у зимовий, і найбільші коефіцієнти
отримано для холодного періоду, дещо менші — для
теплого, особливо влітку. Це пояснюється термічною
неоднорідністю підстильної поверхні і зміною масш-
табу циркуляції атмосфери. Так, значення ко-
ефіцієнта кореляції 0,98 у січні утримується до
відстані 200 км, у квітні — до 150 км, у липні — тіль-
ки до 50 км, а восени знову збільшується до 200 км
(табл. 3.5.5). Слід зазначити, шо надалі зі збільшен-
ням відстані між станціями зв'язок залишається до-
сить тісним. Це вказує на те, що температура повітря
на території змінюється незначно.
Таблиця 3.5.5
Просторова кореляційна функція температури повітря
Відстань між станціями, км	1	IV	VII	X
50	0,995	0,991	0,985	0,990
100	0,990	0,991	0,975	0,990
150	0,985	0,985	0,965	0,990
200	0,980	0,970	0,950	0,985
250	0,970	0,960	0,930	0,970
300	0,965	0,950	0,915	0,960
350	0,955	0,935	0,890	0,950
400	0,940	0,915	0,870	0,940
450	0,930	0,900	0,850	0,920
500	0,920	0,875	0,820	0,910
Декадна температура повітря. Середня місячна тем-
пература повітря відображає лише загальні зако-
номірності температурного режиму і тому для
вирішення деяких завдань є недостатньо інформа-
тивною. Для сільськогосподарського виробництва
найінформативнішою вважається декадна температу-
ра повітря. Дані про неї дають змогу враховувати
підвищення тепла навесні та влітку і зниження його
восени від декади до декади, простежувати зміни
температури повітря протягом року для детальнішої
оцінки термічного режиму. Декадна температура мо-
же визначатися за графіком річного ходу на середній
день декади, а також шляхом безпосереднього підра-
хунку декад за окремі роки. Крім середньої декадної
температури необхідно також визначити мінливість
цієї температури, найхолодніші та найтепліші дека-
ди, а також роки, коли вони відмічалися.
Для станцій, розташованих у різних природних зо-
нах, середню декадну температуру повітря розрахова-
но за весь період спостережень. Дані показують, шо
тут спостерігається плавний річний хід на відміну від
раніше висловленого припущення про те, шо на
кривій річного ходу можуть бути зломи. Повернення
холоду навесні і тепла восени можна виявити під час
осереднення температури повітря за бізьш короткі
проміжки часу [17].
Декадна температура повітря, обчислена шляхом
безпосереднього підрахунку і визначена графічно за
120
середніми місячними, майже співпадає. Розходжен-
ня, в основному, дорівнюють 0,5*С і лише в окремих
випадках вони становлять понад 1X2. Розрахунок де-
кадної температури безпосереднім підрахунком дуже
трудомісткий, тому для отримання такої температури
інколи можна використовувати середню місячну
температуру повітря (графік річного ходу).
Зміна температури повітря на території в окремі
декади холодного періоду в напрямі з північного схо-
ду та сходу на південь та північний захід удвічі біль-
ша ніж із заходу на схід, а в декади теплого періоду
вона майже однакова.
Найхолодніша декада року у середньому — друга-
третя декада січня, в окремих районах - перша дека-
да лютого, найтепліша — друга-третя декада липня
або перша декада серпня.
У другій декаді січня температура повітря змі-
нюється від —9,0...-8,0“С на північному сході, сході та
в Українських Карпатах до —4...-3°С на крайньому
півдні (рис. 3.5.4). На Південному березі Криму в ній
декаді вона додатна (2,5 - 3,0X2).
У першій декаді серпня температура на півночі та
заході становить 18,5 - 19,0X2, поступово підвищую-
чись на південь та схід до 22 - 23°С (рис. 3.5.5). В Ук-
раїнських Карпатах та Кримських горах вона зни-
жується до 15X2 і нижче.
Середнє квадратичне відхилення середньої темпе-
ратури повітря за окремі декади характеризується
найбільшими значеннями (4 - 6”С) у зимові місяці,
весною воно зменшується (3,0 - 3,5“С), влітку має
найменші значення (2,0 - 2,5°С), а восени знову
зростає (3 - 4“С).
Зміна температури повітря в окремі декади дещо
більша, ніж середньої місячної температури повітря.
Найбільші відхилення відмічаються у зимові місяці.
В аномально холодні роки вони можуть досягати 10
- 15"С, а в аномально теплі 8 - 10X2.
Влітку хід температури повітря стійкіший. Відхи-
лення як від'ємні, так і додатні від декадної середньої
температури повітря мають однакові значення.
Найінтенсивніше (на З’С від декади до декади) тем-
пература повітря підвищується у період віл другої дека-
ди березня до першої декади травня, а знижується (на
2,0 - 2,5“С) віл першої декади вересня до третьої дека-
ди грудня. Незначне підвищення (до 1X2) температури
відмічено від третьої декади гравня до першої декади
серпня, таке ж зниження відбувається у середньому від
першої декади грудня до третьої декади лютого. В ок-
ремі роки як підвищення, так і зниження температури
повітря від декади до декади може значно відхилятися
від зазначених меж.
Добовий хід і міждобова мінливість температури
повітря. Добовий хід або зміна температури повітря
протягом доби є ще однією характеристикою темпе-
ратури повітря. Цей показник широко використо-
вується у вирішенні багатьох наукових і практичних
завдань. За допомогою цієї інформації можна вибра-
ти найсприятливіші температурні умови для прове-
дення будь-яких робіт чи заходів на відкритому
повітрі. У сільськогосподарському виробництві вона
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
121
необхідна для розрахунку середньої денної та нічної
температури повітря, яка дозволяє визначити фази
розвитку сільськогосподарських культур.
Добовий хід температури повітря зумовлюється
радіаційним балансом, який, насамперед, залежить
від висоти Сонця, тривалості дня. режиму хмарності,
прозорості атмосфери. Протягом доби температура
повітря змінюється нерівномірно. Після сходу Сонця
і до 12 год відбувається інтенсивне підвищення тем-
ператури, потім її зростання уповільнюється і о 15
год досягає максимальних значень (рис. 3.5.6). Після
15 год починається поступове зниження температури
і перед сходом Сонця відмічається її мінімум.
Незначні коливання температури від години до пши-
відповідно до загального зниження температурного
фону їх значення зменшуються.
Зміни температури повітря від години до години
збільшуються із заходу на схід та південний схід.
Найбільші вони на півдні Степу та лівобережжі
Лісостепу. Значно слабше виявляється річний хід на
узбережжях морів внаслідок впливу бризової цирку-
ляції. Під час зміни берегового бризу морським
підвищення температури повітря уповільнюєдься, а
іноді навіть відбувається її зниження. В окремі дні
температура повітря знижується на 1,5 - 2,0*С. У ви-
сокогірних районах, на височинах відмічається
згладжений річний хід, в той час як у гірських доли-
нах він різко виражений.
ни спостерігаються у холодний
період року. У цей час перева-
жає хмарна погода та часті тума-
ни, які згладжують добовий хід
температури. Найбільша середня
мінливість температури не пере-
вищує 0.4 - О.^’С.
У теплий період зміни темпе-
ратури повітря протягом доби
відбуваються значно швидше і
становлять 1,5 - 2,0“С. Особливо
значні (2 - 3“С) вони на початку
осені, коли вдень ше відбуваєть-
ся інтенсивне прогрівання по-
вітря. а вночі температура вже
значно знижується. У жовтні
Рис. 3 5.6. Добовий хід температури повггря (°С).
122
У зимовий сезон найнижча температура спос-
терігається з 5 до 9 год. На півночі вона дорівнює
—9...-7 43, на більшій частині території становить
—7...-5 °С, на півдні —5...-443. Потім відбувається її
повільне підвищення, і найбільших значень темпера-
тура досягає о 13 - 15 год.
Найшвидша зміна температури повітря від години
до години відбувається у літні місяці. Найнижча тем-
пература (10 - 1643 на більшій частині території, 13 -
20"С на узбережжях Чорного га Азовського морів і на
Південному березі Криму і близько 8 - 14°С у
Кримських горах) буває о 3 - 5 год ранку. Швидке
підвищення температури спостерігається до 12 год,
потім зростання уповільнюється і максимальних зна-
чень досягає о 13 - 16 год. У липні на більшій час-
тині території вона підвищується до 23 - 26“С, у Сте-
пу — до 27 - 2843, на узбережжях Чорного та Азовсь-
кого морів — до 25 - 2643, на Південному березі Кри-
му — до 25 - 27“С, у Кримських горах — до 18 - 2043.
Важливим показником є також міждобова
мінливість температури повітря. Вона відображає ко-
ливання температури повітря, спричинені адвекцією
тепла або холоду. У зв'язку з тим, що у холодний
період року значну роль відіграють циркуляційні про-
цеси. міждобова мінливість взимку характеризується
найбільшими значеннями (у середньому 2,2 - 2,643),
а влітку - найменшими (1,5 - 1,743). Середня міждо-
бова мінливість температури повітря більша взимку.
У січні вона змінюється від 2,243 на заході до 3,24? на
сході, найменша — на Південному березі Криму (в
Ялті становить 1,84?). Влітку послаблення цик-
лонічної діяльності зумовлює зменшення міждобової
мінливості температури. У липні найбільша середня
міждобова мінливість (1,6 - 1,84?) спостерігається у
східній і центральній частинах, на північ та захід
зменшується до 1,5 - 1,743, на узбережжях Чорного та
Азовського морів і в Криму становить 1,1 - 1,7 43.
У зимовий сезон в окремих випадках міждобова
мінливість на більшій частині досягає 16 - 1843, а на
сході - більше 2043. На Закарпатській низовині та на
узбережжях морів вона дешо менша (14 - 1643), на
Південному березі Криму (Ялта) — всього 10 - 1243.
Влітку також найбільші значення міждобової мінли-
вості (10 - 1243) спостерігаються на сході та у цент-
ральній частині, на захід і північ вона зменшується
до 6 - 1043. На Закарпатській низовині, на узбереж-
жях Чорного і Азовського морів та в Криму міждо-
бова мінливість становить 6 - 843, у Кримських го-
рах збільшується до 8 - 1043 (Ай-Петрі).
Проте значна повторюваність мінливості дуже мала
як влітку, так і взимку і в більшості випадків не пере-
вищує 1 %. Найчастіше вона коливається у межах 243.
Повторюваність такої мінливості у січні дорівнює 45 -
55 %, влітку (у червні) — 65 - 70 %, зростаючи до 75 -
80 % на узбережжях морів га в Криму.
В аномальні роки значення міждобової мінливості
значно відрізняються від середніх. У холодний період
року вони можуть відхилятися на 12 - 1643, а в теп-
лий — на 10 - 1243. Проте такі значення бувають ду-
же рідко (не більше 1 %).
Характеристику середньої добової температури
повітря та її коливань для окремих міст детально
викладено у 1108, 109, 112, 114-118].
Амплітуда. До числа важливих показників темпера-
тури повітря можна віднести амплітуду коливання
температури повітря . Інформація про амплітуду
важлива для багатьох галузей промисловості, особли-
во для будівництва, оскільки великії кількість робіт
виконується на відкритому повітрі. Вона необхідна й
для сільськогосподарського виробництва. Дані про
амплітуду знаходять застосування під час складання
прогнозів погоди. Для території України це питання
майже не вивчалось, незважаючи на його важливість
і актуальність.
Добова амплітуда температури повітря залежить
від місцерозташування станції. У долинах та улого-
винах з незначним стоком повітря відмічається знач-
на добова амплітуда температури повітря, а на підви-
щених місцях з інтенсивним обміном повітря вона
менша ніж на відкритому рівному місці.
Бризова циркуляція знижує денну температуру і
підвищує нічний мінімум, внаслідок чого добова амп-
літуда на узбережжі менша ніж на відстані від нього.
Вплив моря на добовий хід температури повітря про-
являється на відстані 10-15 км. Зі збільшенням від-
стані від берега добова амплітуда зростає у 1,5-2 ра-
зи. У холодний період року вона значно менша ніж
у теплий.
Найменша середня добова амплітуда температури
відмічається у листопаді — лютому, коли переважає
похмура погода з частими туманами. У цей час вона
дорівнює 2 - 343, у горах — менше 243, на Закар-
патській низовині та в степовій частині Криму ста-
новить 4 - 643. На початку весни амплітуда збіль-
шується на узбережжі до 4 - 543, у горах - до 343, а
на решті території — до 6 - 843.
Найбільша добова амплітуда спостерігається у квітні-
вересні. На півдні її значення досягають 11 - 1243, на
узбережжі 5 - 6'43, у горах вона не перевищує 443.
На початку жовтня добові коливання температури
повітря зменшуються за рахунок великого надходжен-
ня тепла із грунту і згладженого у зв'язку з цим ходу
ефективного випромінювання. Проте в окремі дні
амплітуда температури повітря може досягати 20 - 2543.
Добові зміни температури повітря залежать від ха-
рактеру погоди. Влітку погодні умови впливають
значно більше ніж взимку. У тиху та ясну погоду до-
бова амплітуда майже вдвічі більша ніж у похмуру та
вітряну'. У ясні дні теплого періоду вона значно біль-
ша ніж у похмурі, а в холодний період — в 1 - 1,5 ра-
зи менша ніж у теплий.
Взимку найбільша добова амплітуда зумовлена пе-
реміщенням атмосферних фронтів і різкою зміною
повітряних мас. Навесні і восени вона спостерігаєть-
ся тоді, коли вдень повітря добре прогрівається, а
вночі сильно вихолоджується внаслідок нічного вип-
ромінювання.
За умови ясного неба добова амплітуда температури
повітря найбільших значень (II - 16“С) досягає на
півдні країни, найменших (7 - 843) — у горах, а на ре-
шті території дорівнює 7 - 1043. За умови хмарної по-
годи найбільша амплітуда (6 - 94?) відмічається також
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
123
на півдні, а найменша (4 - 6’С) — у горах. У холод-
ний період найчастіше повторюється амплітуда І -
7’С, а в теплий 7 - 16"С. Слід відмітити, шо як за
умов ясного, так і хмарного неба добова амплітуда
повсюдно від місяця до місяця змінюється незначно.
Крім періодичної амплітуди (різниця найтеплішо-
го та найхолоднішого часу), яку розглянуто вище,
розрізняють аперіодичну (різниця між середньою
максимальною та середньою мінімальною темпера-
турою), яка дає уявлення про середню амплітуду і ха-
рактеризує нестійкість погоди даного місяця.
Середня добова амплітуда температури повітря, не-
залежно від хмарності, розрахована за щоденними да-
ними і середніми за місяць значеннями максимуму га
мінімуму температури, відрізняється мало |206|.
Невелика різниця між добовою амплітудою, об-
числена двома вказаними методами, дає можливість
використовувати також дані, розраховані за значен-
нями середньої максимальної і мінімальної темпера-
тури повітря. Аперіодична амплітуда має добре вира-
жений річний хід, який порушується залежно віл
форм рельєфу і близькості водойм.
Важливим фактором, що дозволяє визначити
ступінь континентальності клімату, є річна ампліту-
да температури повітря (різниця між середньою тем-
пературою повітря найтеплішого та найхолоднішого
місяця): чим більше її абсолютне значення, тим
різкіше виявлена континентальність клімату.
Річна амплітуда визначається турбулентним тепло-
обміном між підстильною поверхнею та повітрям і
знаходиться у прямій залежності віт нього. Значення
амплітуди залежать також від віддаленості території
від океану і моря. Для морського узбережжя харак-
терна незначна амплітуда температури, вглиб конти-
ненту вона збільшується. Аналогічна картина спос-
терігається також у від'ємних формах рельєфу (доли-
нах, низинах, улоговинах).
Річна амплітуда зростає із заходу на схід, оскільки
у цьому напрямі збільшується повторюваність
повітряних мас континентального походження (табл.
3.5.6). На заході амплітуда температури повітря за рік
становить 22 - 24°С. Температурні контрасти нез-
начні, оскільки тут протягом року переважають вітри
із західною складовою і переміщення повітряних мас
з Атлантики. На схід амплітуда збільшується до 28"С.
Таблиця 3.5.6
Річна амплітуда температури повітря (42)
Станція	Серед- ня	Абсо- лютна	Станція	Серед- ня	Абсо- лютна
Житомир	24,0	73	Ужгород	22,7	71
Київ	24,9	72	Плай	17,6	53
Львів	21,9	71	Чернівці	23,6	69
Полтава	26,7	71	Одеса	23,1	67
Харків	27,4	74	Запоріжжя	26,2	72
Умань	24,7	73	Херсон	24,9	71
Луганськ	27,6	82	Клепиніне	23,7	74
Пожежев- ська	17,8	56	Ялта	27,1	52
Кіровоград	25,7	74	Ай-Петрі	18,7	57
Дніпропет- ровськ	26.8	78			
що свідчить про посилення континентальності клі-
мату у ньому напрямі.
Вплив Чорного моря виявляється слабко і в основ-
ному’ у прибережних районах, а вплив Азовського
моря внаслідок його мілководності майже не-
помітний.
У горах в літній сезон температурний фон зниже-
ний, зима порівняно м'яка, амплітуда температури
повітря за рік в Українських Карпатах зменшується
до 20 - 2 Г’С, у Кримських горах вона не перевищує
20“С. В Українських Карпатах з висотою річна амплі-
туда зменшується внаслідок більш низької темпера-
тури влітку і порівнянії теплих зим. Річний хід амплі-
туди температури повітря у гірській місцевості і на
узбережжі подібний.
Амплітуда температури повітря не залишається
постійною з року в рік і зазнає коливань. Найбільші
зміни температури повітря у будь-якій частині Ук-
раїни дає абсолютна амплітуда коливань температу-
ри повітря (різниця між абсолютним максимумом і
абсолютним мінімумом). У холодний період року
(жовтень-березень) на більшій частині країни абсо-
лютна місячна амплітуда становить 45 - 5542. Весною
вона помітно зменшується і влітку досягає наймен-
ших значень (ЗО - 35"*С). У цей час абсолютна амплі-
туда майже однакова на всій території. В осінні міся-
ці знову відмічається збільшення амплітуди.
Найбільші значення місячної амплітуди повітря —
на сході та в Степу, найменші — на Південному бе-
резі Криму і змінюються від 30"С та менше у травні-
вересні до 40’С та більше у холодний період року.
Абсолютна амплітуда температури повітря за рік
на крайньому заході становить 70 - 75°С, далі на схід
зростає до 80"С і більше, на узбережжі — знижується
до 65"С, на Південному березі Криму - до 50**С, в
Українських Карпатах га Кримських горах вона мен-
ша 6042. На решті території абсолютна амплітуда ко-
ливається від 70 до 8042.
Отже, розподіл температури повітря орієнтований
у напрямі переважної повітряної маси. На заході він
має меридіональний напрям, на півдні - широтний,
у центральних районах - проміжний напрям, залеж-
ний від потужності циркуляції атмосфери, а також
особливостей фізико-географічних умов.
Методом кластерного аналізу виділено райони, які
відповідають природним зонам України.
До першого району, який недостатньо забезпече-
ний тепловими ресурсами, входить провінція
Полісся. Середня температура повітря у січні стано-
вить -8...-542. У літній сезон найнижча температура
повітря відмічається на заході, середня температура
липня становить 18 - 1942, підвищуючись до 2042 на
сході.
Другий район займає зону Лісостепу. За кількістю
отриманого тепла його можна розділити на західний,
центральний і східний пітрайони. Середня місячна
температура повітря у січні коливається від -6...-4“С
на заході до -8...-6’С на сході. Літо досить тепле, се-
редня температура липня становить 17 - 21"С.
До третього району відносять Степ і степову час-
тину Криму. Це один із забезпечених тепловими
124
ресурсами район внаслідок жаркого літа. Зима хо-
лодна. зазвичай, малосніжна з частими інтенсивни-
ми відлигами. Середня температура повітря у січні
дорівнює —7...-4Х. Літній сезон характеризується
високими значеннями температури повітря і межі її
коливань незначні. Середня місячна температура
повітря у липні становить 20 - 23“С.
На вузькій прибережній території створюються
своєрідні термічні умови, зумовлені пом’якшуваль-
ним впливом моря і розвитком бризової циркуляції.
Температурний фон. особливо влітку, підвищений
порівняно з прилеглою територією. Середня темпе-
ратура за липень коливається від 22 до 24"С.
На заході у самостійний район виділяють Ук-
раїнські Карпати, температурний режим яких зумов-
лений вертикальною поясністю, а також напрямом і
експозицією схилів. Цей район найменше забезпече-
ний теплом, але південно-західні схили одержують
більше тепла ніж північно-східні. Середня місячна
температура у липні змінюється від 15X3 на північно-
східному схилі до 19X3 на південно-західному.
В особливий район виділяють Закарпатську низо-
вину. яка внаслідок захищеності з півночі горами,
відрізняється високим температурним фоном, особ-
ливо у зимовий сезон.
Кримські гори характеризуються вертикальною
поясністю розподілу температури повітря, але вона
проявляється значно менше ніж в Українських Кар-
патах, внаслідок невеликої висоти. Середня місячна
температура повітря у січні знижується до —4"С, а в
липні становить близько 18X3.
Найбільш забезпечений теплом Південний берег
Криму. Зима тут дуже тепла, стійкого переходу
від'ємної середньої добової температури повітря не
відмічається. Середня місячна температура повітря у
січні становить 3 - 4X3. Літо жарке і тривале, середня
місячна температура повітря у липні становить 23X3.
У кожному районі можна виділити ще підрайони і
мікрорайони, які відрізняються за термічними умо-
вами. Найбільші відмінності за всіма показниками
температури повітря припадають на зимовий сезон.
3.5.1.2.	Максимальна температура повітря
Максимальна температура повітря визначається
головним чином синоптичними процесами. У холод-
ний період року значне потепління зумовлено ад-
векцією теплих повітряних мас. особливо з Серед-
земного моря. У теплий період року висока темпера-
тура повітря формується у стаціонарних антицикло-
нах, розміщених над півднем Європейської частини
Росії і України та Чорним морем.
Максимальна температура повітря у денні години
в низинах, на схилах долин південної експозиції, у
місцях з недостатнім стоком повітря, в ясні сонячні
дні, особливо у теплий період року1, виша ніж на
відкритому рівному місці.У великих містах порівня-
но з околицями спостерігається більш висока макси-
мальна температура повітря. Великі водні об'єкти
згладжують хід максимальної температури: у холод-
ний період року сприяють підвищенню температури
повітря внаслідок утеплювального впливу, а в теплий
— зниженню температури повітря, тому що водна по-
верхня у цей час холодніша за суходіл.
Середній максимум температури повітря. Макси-
мальна температура повітря характеризує найспекот-
ливішу частину доби і спостерігається близько 14 -
15 год. У цей час відбувається найінтенсивніший
турбулентний теплообмін, тому мікрокліматичні
умови впливають на максимальну температуру мен-
ше ніж на мінімальну.
Річний хід максимальної температури повітря ана-
логічний річному ходу середньої температури, тобто
найменші значення відмічаються у зимові місяці, а
найбільші — влітку.
Із загальним зростанням температури повітря на-
весні, яке пов'язане зі збільшенням надходження со-
нячної радіації, інтенсивно підвищується максималь-
на температура повітря. Для квітня вона на І0 - І5"С
вища порівняно із зимовою темпералурою. У липні
середня максимальна температура повітря мас
найбільші значення. На півдні Степу і в степовій
частині Криму вона досягає 29 - 30“С. Із серпня по-
чинається поступове зниження загального темпера-
турного фону і водночас деяке зменшення середньої
максимальної температури повітря і вже у вересні
вона знижується на 4 - 7“С. Восени можливі неодно-
разові повернення тепла, пов'язані зі значною ад-
векцією теплого повітря.
У Криму, за винятком високогірних районів, се-
редня максимальна температура повітря протягом ро-
ку залишається додатною, але її значення невеликі.
Загальна закономірність розподілу максимальної
температури повітря порушується особливостями
рельєфу. Так, на Волинській. Подільській і До-
нецькій височинах середній максимум температури
повітря нижчий на 4 - 5“С порівняно з низовинною
територією.
Мінливість середньої максимальної температури
повітря незначна (І - 3"С), шо вказує на однорідність
процесів, які формують максимальну температуру
повітря.
Абсолютний максимум температури повітря. Найви-
ща температура повітря, зафіксована за весь період
спостережень, є абсолютним максимумом темпера-
тури повітря.
На території країни протягом року абсолютний
максимум температури повітря виший за (УС. Най-
нижчі його значення відмічаються взимку (грудень-
лютий) і становлять Ю - 15’С, у Криму (грудень) -
близько 20"С. Інтенсивне зростання максимальної
температури повітря відбувається після остаточного
сходження снігового покриву. У березні вона підви-
щується повсюди до 20X3, у Криму — до 30X3. У
квітні іноді відмічаються дуже теплі дні, коли макси-
мальна температура повітря досягає 29 - 32X3. Надалі
її зростання дешо уповільнюється. У травні рекордні
значення максимальної температури повітря дорівню-
ють 32 - 35X3, в Українських Карпатах вони нижчі і
тільки у Криму можуть підвищуватись до 39X3.
У річному ході найвищий абсолютний максимум
температури повітря (35 - 40X3) у більшості випадків
спостерігається у літні місяці (червень-серпень), в
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
125
окремі роки внаслідок аномального розвитку синоп-
тичних процесів - у травні, вересні.
Абсолютний максимум температури повітря посту-
пово знижується як у напрямі з півдня на північ, так
і зі сходу на захід. На загальну закономірність роз-
поділу максимальної температури повітря впливає
рельєф. В Українських Карпатах і Кримських горах
зі збільшенням висоти місцевості максимальна тем-
пература повітря знижується. На Донецькій височині
вона дешо нижча порівняно з температурою навко-
лишньої місцевості. У Кримських горах найвиша
максимальна температура повітря відмічається навіть
у жовтні. Повільне її зниження починається у ве-
ресні і триває у жовтні й листопаді.
Восени спостерігаються періоди повернення тепла,
коли максимальна температура повітря у жовтні мо-
же досягати у північно-східних районах 26 - 28"С, а
в південно-західних ЗО - 34“С. Навіть у листопаді бу-
ли випадки (1926 р.), коли максимальна температура
значно перевищувала 20"С. Найбільш різке її зни-
ження відбувається у грудні.
Абсолютний максимум температури повітря за рік
на значній території становить 38 - 40"С (рис. 3.5.7).
На узбережжях Чорного і Азовського морів він ниж-
чий (37*С), у західних областях знижується до 36°С, у
високогірних районах Українських Карпат (Поже-
жевська, Плай) — до 26"С.
Високі значення абсолютного максимуму темпера-
тури повітря відмічалися у червні 1924, 1954, 1957,
1963 рр., у липні 1931, 1936, 1938, 1959, 1971 рр., у
серпні 1936, 1946, 1954 рр. За рік абсолютний макси-
мум температури повітря було зафіксовано у 1936,
1946, 1952, 1971, 2001 рр. У ці роки висока темпера-
тура повітря охоплювала значну територію і утриму-
валась тривалий час. За останнє десятиріччя (1991 -
2000 рр.) на деяких станціях майже щорічно в окремі
місяці (вересень 1992 р.; січень, жовтень 1993 р.; лю-
тий 1995 р.; травень, червень 1996 р.; січень 1997 р.;
червень, серпень 1998 р.), а в січні 1991 р. на півдні і
в жовтні 1999 р. на північному сході, в липні 2001,
2002 рр. на сході і півдні зареєстровано найвищий аб-
солютний максимум температури повітря за весь
період спостережень. Перевищення становили до 2®С.
Абсолютний максимум температури повітря з року
в рік змінюється значно менше ніж абсолютний
мінімум. У теплий період року абсолютний макси-
мум температури повітря однорідніший, ніж у холод-
ний. Його середнє квадратичне відхилення у літні
місяці (травень-вересень) характеризується наймен-
шими значеннями (1,5 - 3,0°С), із жовтня до квітня
мінливість збільшується (4 - 5’С). Річний хід мінли-
вості абсолютного максимуму температури повітря у
північних і центральних районах менш помітний,
ніж у південних. Це можна пояснити частою ад-
векцією тепла взимку на півдні.
Абсолютний максимум температури повітря і зна-
чення, близькі до нього, спостерігаються дуже рідко.
Найпоказовішою характеристикою максимальної
температури повітря є середній із абсолютних макси-
мумів температури повітря, що представляє собою
126
Таблиця 3.5.7
Абсолютний максимум температури повітря (°С) у різних регіонах
Регіон	1	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII	Рік
Рівнина	19,5	24.4	28,9	31.4	37,5	39,6	41,0	40,7	38,5	35,3	29,7	20,6	41,0
Рік	1971	1958	1975	1970	1924	1934	1936	1927, 1930, 1971	1946	1952	1926	1964	1936
Станція	Джанкой	Роздоль- не	Роздоль- не	Луганськ	Сарата	Сарата	Сарата	Сарата	Ішунь	Клепині- не	Болград	Клепині- не	Сарата
Українські Карпати	9,5	20,4	25,8	29,9	33,1	35,1	35,2	38,1	36,4	31,0	28,8	20,0	38,1
Рік	1982	1990	1974	1968	1968	1963	І 988	1952	1946	1952	1926	1989	1952
Станція	Поже- жевська	Чернівці	Івано- Фран- ківськ	Стрий	Коломия	Коломия	Коломия	Дрого- бич	Івано- Фран- ківськ	Чернівці	Чернівці	Коломия	Дрого- бич
Південний берег Криму	20,5	23,9	29,3	30,8	31,6	34,6	38,3	37,3	33,8	30,0	28,5	22.3	38,3
Рік	1960	1958	1952	1975	1980	1912	1971	1946	1929	1923	1917	1956	1971
Станція	Ялта	Севас- тополь	Ялта	Севас- тополь	Севас- тополь	Севас- тополь	Севас- тополь	Херсо- неськии маяк	Севас- тополь	Ялта	Севас- тополь	Севас- тополь	Севас- тополь
максимальну темпера-
туру повітря, яка може
спостерігатися майже
щорічно.
Середній з абсолют-
них максимумів тем-
ператури повітря ха-
рактеризується також
однорідним розподі-
лом на території і ко-
ливається від 22*С в
Українських Карпатах
до 36"С на півдні, на
рівнині він становить
32 - 34’С.
Максимум темпера-
тури повітря вище
35°С може спостеріга-
тися у Степу з травня
до середини жовтня, у
центральному і східно-
му Лісостепу - з двад-
цятих чисел травня до
середини третьої декади вересня, на Поліссі і в
західному Лісостепу - із середини червня до першої
декади вересня 1164, 206]. Найбільша повторюваність
такої температури припадає на липень-серпень, до-
сягаючи у Степу 40 %, у центральному і східному
Лісостепу - близько 25 %, на Поліссі та в західному
Лісостепу — 17 %.
Максимальна температура 30"С спостерігається у
Степу протягом 210 - 220 днів, у центральному і
східному Лісостепу — 205 - 210, на Поліссі та в
західному Лісостепу — 180 - 190 днів. Така темпера-
тура з ймовірністю понад 75 % відмічається із сере-
дини червня до кінця першої декади вересня у Сте-
пу, з початку липня до середини серпня у централь-
ному і східному Лісостепу, у другій декаді липня на
Поліссі та західному Лісостепу.
Максимум темпераіури повітря, що перевищує
25ОС, з ймовірністю 75 % у Степу і Лісостепу
відмічається протягом 5 місяців (з травня до вересня
включно). На Поліссі та в західному Лісостепу цей
період дещо коротший (з другої декади травня до
кінця другої декади вересня). Така температура
щорічно фіксується у Степу з середини червня до се-
редини третьої декади серпня (понад 70 днів), у
східному і центральному Лісостепу — з початку
третьої декади червня до кінця другої декади серпня
(понад 60 днів), на Поліссі і західному Лісостепу - у
другій і третій декадах липня (всього 15 днів).
У табл. 3.5.7 представлено дані з абсолютного мак-
симуму температури повітря для окремих регіонів за
100-літній період, який дозволяє визначити найвищі
значення абсолютного максимуму температури
повітря у цілому для всієї території України.
За автоматичною класифікацією (методом ієрархіч-
ного дендроїдного кіастерного аналізу) та із залучен-
ням картографічного матеріалу було виділено райони
(ареали) з однаковими значеннями абсолютного мак-
симуму температури повітря. їх межі уточнено з
урахуванням частоти та ймовірності абсолютного
максимуму температури повітря, синоптичних про-
цесів а також особливостей підстильної поверхні. Для
кліматологічної характеристики, крім значень абсо-
лютного максимуму, залучено додаткові показники,
такі як число днів з максимальною температурою
повітря 30“С і више та ймовірність максимальної тем-
ператури повітря 35°С як особливо небезпечної.
Виділені ареали мають свої відмінності (табл. 3.5.8).
Найвищі значення абсолютного максимуму (37 -
41*С) відмічаються у південних, східних і південно-
східних районах. Число днів з максимальною тем-
пературою повітря 30"С і вище становить 20 - 30.
Максимальна температура повітря 35“С і вище
Таблиця 3.5.8
Коротка характеристика районів (ареалів) з максимальною
температурою повітря
Район (ареал)	Абсолютний максимум, 'С	Число днів 3 максимальною температурою >зо-с	Ймовірність (%) максимальної температури 235*С
Східний (Степ)	39-41	25	>75
Південний (Степ)	37-41	25-30	51-75
Південно-східний (Степ)	37-41	20-25	51-75
Центральний (Лісостеп, Степ)	37-41	10-15	31-50
Північно-східний (Полісся)	37-40	5-10	21-30
Закарпатська низовина	39	5	25-30
Західний (Полісся і Лісостеп)	36-39	1-5	<20
Прибережні райони	36-37	<20	<20
Українські Карпати і Кримські гори	$30	<1	<1
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
127
спостерігається у 50 - 70 % і дуже рідко (один раз за
50 - 100 років) 40"С і вище.
У центральних і північно-східних районах абсо-
лютний максимум також дорівнює 37 - 4142, проте
число днів з температурою повітря 3042 і вище
змінюється від 5 до 15.
У західних районах абсолютний максимум зни-
жується до 36 - 39“С і мас повторюваність 10 - 15 %,
число днів з максимальною температурою повітря
30°С і вище не перевищує 1 - 5 %.
Прибережні райони за кліматологічними характе-
ристиками відрізняються від прилеглих внаслідок
пом'якшувального впливу морів. Абсолютний макси-
мум тут нижчий (36 - 3742), число днів з максималь-
ною температурою повітря 30“С і вище становить 20,
ймовірність максимальної температури повітря 35'42 і
вище дорівнює 20 %.
В Українських Карпатах і Кримських горах макси-
мальну температуру повітря 3042 і вище не зафіксо-
вано.
В окремі роки у зв'язку з аномальним розвитком
синоптичних процесів масштаби і кількість ареалів
можуть змінюватися порівняно з визначеними.
3.5.1.3.	Висока температура повітря
У теплий період року в Україні часто створюються
умови для формування високої (2542 і вище) і дуже
високої (30"С і вище) температури повітря (сильної
спеки). Висока температура встановлюється під час
надходження сухого континентального повітря
помірних широт або тропічного з Нижнього Пово-
лжжя і Середньої Азії. За цих процесів переважає
жарка суха погода з температурою повітря на півдні
до 40"С і з частими суховіями. Така температура
повітря формується у малорухомих термічних деп-
ресіях, які виникають внаслідок інтенсивного
нагрівання повітря, а також у відрогах і часткових
антициклонах Азорського максимуму, шо поширю-
ються в Україну із заходу. За таких умов на більшій
частині території відбувається істотне підвищення
температури.
Висока температура повітря у більшості випадків
несприятливо позначається на діяльності багатьох
галузей економіки. Під впливом високої температу-
ри повітря відбувається пошкодження обладнання та
механізмів, змінюється їх якість. Така температура
повітря негативно впливає на роботу залізничного
транспорту. Температурний режим має вирішальне
значення під час вибору типу житла та конструкцій
сонцезахисту в різній місцевості. Тривале утримання
високої температури повітря негативно впливає і на
здоров'я людини. Температура повітря 2542 і вище з
відносною вологістю 30 % і нижче та швидкістю
впру 5 м/с і більше за незначної кількості або відсут-
ності опадів є критерієм посушливості та су-
ховійності території. У посушливі періоди створю-
ються передумови виникнення лісових пожеж, інко-
ли на великих площах. Температура повітря 3042 і
вишс відноситься до числа небезпечних явиш.
Жарка суха погода, зазвичай, встановлюється після
стійкого переходу середньої добової температури
повітря через 20"С і вище, тобто у цей час створю-
ються умови для небезпечної та особливо небезпеч-
ної температури повітря.
Середня добова температура 20’С і вище най раніше
(середина - кінець другої декади червня) настає у
південних районах. На півночі Степу і на Закар-
патській низовині початок цього періоду припадає
на пізніші строки (перша декада липня). На північ,
захід і північний схід від лінії Богодухів - Озірна -
Умань - Гайворон стійкий перехід середньої добової
температури повітря через 2042 відмічається не
щорічно. На заході цей перехід може відбуватись у 10
- 20 %, на півночі та північному сході 30 - 50 %.
Закінчується стійкий перехід середньої добової тем-
ператури через 2042 на півночі Степу в першій декаді
серпня, лише на крайньому півдні він відбувається
наприкінці серпня - перших числах вересня.
В окремі роки небезпечна температура повітря за
певних синоптичних процесів може спостерігатись
навесні та восени.
Висока температура повітря (25" та вище)
відмічається з травня до вересня, і тільки інколи вона
буває у квітні та жовтні. Найбільша її повторюваність
припадає на липень-серпень, а в північних районах —
на липень. На півночі і північному заході відмічаєть-
ся 15 - 17 днів з температурою 2542 і вище, а на півдні
і південному сході - 23 - 2642. Мінливість (середнє
квадратичне відхилення) числа днів з температурою
25'42 і вите за окремі місяці становить 4-7 днів.
Особливістю розподілу числа днів з високою тем-
пературою повітря є збільшення їх у напрямі з
півночі і північного заходу на південь і південний
схід. Це пов'язано з факторами, що впливають на
формування такої температури - складовими тепло-
вого балансу, синоптичних процесів, підстильної по-
верхні тошо.
На півдні та в степовій частині Криму число днів
з високою температурою повітря за рік коливається
від 80 до 90 (рис. 3.5.8). На північ і північний захід їх
число зменшується до 33 на крайньому північному
заході. На повторюваність високої температури
повітря впливає висота місцевості над рівнем моря.
На Донецькій і Приазовській височинах відмічається
70 - 75 днів з високою температурою повітря, що на
10-15 днів менше, ніж у прилеглих районах. На
станціях, розміщених на березі моря, число днів з та-
кою температурою ще менше (45 - 50).
В Українських Карпатах температура повітря 2542
і вище спостерігається 20 днів за рік.
Середнє квадратичне відхилення числа днів з ви-
сокою температурою повітря за рік коливається від
18-20 днів на станціях, розмішених на півдні, сході
і північному сході, до 12 - 16 днів на решті території.
Коливання числа днів з температурою повілря по-
над 2542 відбувається з року в рік, що дозволяє прос-
тежити їх просторово-часову динаміку. Наприкінці
XIX ст. цей показник відхилявся незначно як у бік
зменшення, так і збільшення від середнього значення.
Різке зменшення числа днів відмічено у 20-х роках і
утримувалось до 30-х років. У 40-х роках майже на
всій території збільшилась повторюваність високої
128
* температури. Значне їх число спостерігалось також у
50-х роках. Позитивна тенденція тривала до середи-
ни 70-х років. Надалі відбувається зменшення числа
днів з температурою повітря 25"С і вище. Наприкінці
90-х років XX ст. намітилась тенденція їх збільшен-
ня до рівня середніх значень. Для прикладу на рис.
рою повітря 25“С і вище для Києва. На початку XX
ст. число днів з такою температурою незначно
відрізнялось від середнього і коливалось від 50 до 65
днів. У десятиріччя 1910 - 1919 рр. відбулося їх різке
зменшення, яке відмічалось також у 20-і роки, а
потім - збільшення числа днів до найбільших зна-
3.5.9 наведено вікові зміни числа днів з температу- чснь (понад 70 днів) у 1938 - 1947 і 1946 - 1955 рр.
Зменшення числа днів
з високою температу-
рою простежується з
кінця 60-х років до
2000 р. і коливається у
межах від 53 до 66, а в
період 1976 - 1993 рр.
відмічено всього 48
днів з високою темпе-
ратурою.
На рис. 3.5.10 пред-
ставлено номограму
для розрахунку мож-
ливого числа днів з
високою температу-
рою повітря різної
ймовірності залежно
від їх середніх зна-
чень. Просторова мін-
ливість середнього чи-
сла днів становить 30
- 90 днів, а міжрічна
перебуває у межах 10
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
129
- 120 днів. Різниця між значеннями 5 % і 95 %
ймовірності на південних станціях досягає понад 50
днів, у північних і західних районах коливається від
ЗО до 40 днів.
Найбільша тривалість високої температури повіт-
ря, як і число днів, відмічається у липні-серпні. На
півдні вона становить 200 - 275 год, зменшуючись на
північ і північний захід до 60 - 90 год. Найменша
тривалість спостерігається у травні і вересні.
За рік тривалість високої температури повітря зазнає
значних коливань у часі та просторі. Найбільша су-
марна тривалість (600 год і більше) припадає на
південні райони і Південний берег Криму (рис. 3.5.11).
Значною тривалістю (450-600 год) характеризуються
центральні і східні степові райони. У достатньо зволо-
женій північно-західній частині внаслідок великої
втрати тепла на випаровування тривалість температури
повітря 25“С і више зменшується до 200 год. В Ук-
раїнських Карпатах вона не перевищує 100 год.
Південні схили отримують більше тепла, тому і
тривалість високої температури повітря там дешо
більша ніж на північних. На Закарпатській низовині,
захищеній від впливу холодних північних і північно-
східних вітрів, тривалість високої температури
повітря становить майже 300 год. На височинах
відбувається її зменшення порівняно з прилеглими
рівнинними районами. На прибережних станціях су-
марна тривалість високої температури повітря також
зменшується.
Середнє квадратичне відхилення тривалості висо-
кої температури повітря за рік змінюється від 80 до
100 год на півночі та північному заході до 100 - 200
год у астральній і східній частинах і більше 200 год на
півдні, коефіцієнт варіації коливається від 0,2 до 0,5.
Протягом доби висока температура повітря фор-
мується з 10 до 19 год. а в південних районах - з 6 до
23 год. У горах вона утримується з 13 до 15 год. У
нічні години температура повітря 25“С і више буває
лише на крайньому півдні і Південному березі Криму.
Тривалість окремих безперервних періодів з висо-
кою температурою повітря протягом доби неоднако-
ва. Для більшої частини території характерні порів-
няно короткі безперервні періоди; тривалі — явище
130
рідкісне, головним чином на півдні країни. У серед-
ньому тривалість безперервного періоду з високою
температурою повітря у липні-серпні становить 7-8
год (у Криму до 10 год), а в травні і вересні - 4 - 6 год.
Найбільша тривалість безперервного періоду з ви-
сокою температурою повітря може досягати 18 - 20
год, а на півдні - до 40 год. В окремі роки це явите
може охоплювати майже всю територію і утримува-
тись триваліший час, як це спостерігалося у 1936,
1937, 1946, 1951, 1954, 1958, 1967, 1972, 1975 рр., ко-
ли у липні-серпні майже весь місяць була жарка по-
года з абсолютним максимумом понад 35'С, а в ок-
ремі дні навіть до 40X2 та більше. Аналогічна карти-
на спостерігалась і в 2001, 2002 рр. У ці ж роки
відмічалося найтриваліше літо.
Висока температура повітря часто спостерігається
водночас на значній території, шо підтверджується
коефіцієнтами кореляції. Тісний кореляційний зв'язок
зберігається на відстані 300 - 400 км. Так, для Києва -
Полтави коефіцієнт кореляції дорівнює 0,73 ±0,15,
для Києва - Вознесенська 0,33 ±0,15, для Києва -
Синельникового 0,62 ±0,22.
Практичний інтерес мають дані про повторюваність
дуже високої температури повітря (ЗО'С і вище). Така
температура формується зазвичай у червні-серпні.
Можлива вона також у травні та вересні, а в окремі
роки — навіть у квітні та жовтні. У липні-серпні у
південних степових районах і на сході така температу-
ра становить 25 - 40 % загального числа днів за
місяць, знижуючись до 10 - 15 % на півночі й заході.
У червні її повторюваність коливається від 10 до 20 %.
У травні температура повітря 30“С і вище на сході мо-
же досягати 5 %, на решті території - всього 1 - 2 %.
Із серпня повторюваність небезпечної температури
зменшується; у вересні вона скорочується більш ніж
утричі порівняно із серпнем і становить у східних об-
ластях 7 %, на решті 1 - 4 % загального числа днів за
місяць. На півдні га сході у ці місяці відмічається від
5 до 15 днів, на північ їх число зменшується до 2. У
травні та вересні спостерігається всього по одному
дню з температурою повітря 3(РС і вище. Повторю-
ваність такої температури у південних степових райо-
нах і на сході у липні-серпні становить 25 - 40 % за-
гального числа днів за місяць, поступово зменшую-
чись до 10 - 15 % на півночі і заході.
Розподіл температури повітря 30"С і вище ана-
логічний розподілу температури повітря 25°С і вище
(зменшення у напрямі з півдня на північ і північний
захід). Це пов'язано зі зміною основних факторів, шо
вшіивають на процеси утворення небезпечної темпе-
ратури. На більшій частині території вона коливаєть-
ся у межах 5-15 днів за рік. Найбільше число днів
і такою температурою повітря буває на сході га
півдні Степу (до 30). На північному заході дуже ви-
сока температура спостерігається рідко (4-6 днів).
Повторюваність небезпечної температури повітря
істотно залежить від висоти місцевості над рівнем
моря і форми рельєфу. Так, у високогірній частині
Українських Карпат вона взагалі відсутня, а до висо-
ти 1000 м відмічається у 57 % років. У Кримських го-
рах за 70 років небезпечну температуру (29,6*С)
зафіксовано один раз (червень 1938 р.). На височи-
нах число днів з температурою повітря 30“С і више
зменшується порівняно з прилеглими низовинними
районами. На узбережжях Чорного і Азовського
морів також відбувається її зменшення.
Поряд з цим необхідно мати інформацію про
ймовірність температури 30*С за рік у будь-якому
районі. Для визначення максимальної температури
повітря, шо спостерігається один раз у N років, ви-
користовується розподіл Вейбулла. Результати цих
розрахунків наведено у табл. 3.5.9. На більшій час-
тині її ймовірність становить 98 - 100 %, а в західних
областях — менше 90 %. Ймовірність максимальної
температури повітря 30"С і више в окремі місяці
можна визначити за допомогою цієї ж таблиці.
У червні-серпні ймовірність такої температури у
південних і південно-східних областях становить 90 -
99 %, на решті території вона дорівнює 60 - 80 %, а
в західних областях - менше 60 %.
У травні та вересні ймовірність температури 30°С
і више у південних та східних областях нижча (40 -
60 %). На заході така температура можлива один раз
у 5 - 10 років. В окремі роки вона відмічається у
квітні (1899, 1926, 1950, 1954, 1970, 1975 рр.) і
жовтні (1927, 1932, 1952 рр.), але спостерігається
досить рідко (1 - 5 %).
Таблиця 3.5.9
Ймовірність (%) максимальної температури повітря 30"С і вище
Станція	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	Рік
Чернігів		22,1	62,8	83.4	83,1	13,6		92,7
Суми		33,1	66,9	79,0	86,2	76,5		93,5
Ковель		17,6	52.1	72,8	68.2	17.6		92,2
Рівне	1.6	10,6	39,9	66,1	59,2	8,4		91,5
Житомир	1.1	11,6	48,5	71,8	67.3	14,6		92,9
Київ		26,7	60.2	85,2	78,9	23,4		94,7
Львів	1.0	11,8	36.9	62,3	49.3	9.1		75,5
Хмельницький		12,8	49,0	76,0	64,7	15.1		88,0
Полтава		30,6	66,0	90,5	89.3	24,2		97,0
Харків	0,9	31,6	77,3	84,8	88,3	27,6		87,5
Тернопіль	1.1	7.3	27,9	63,6	54.7	13.7		86,1
Умань		19,7	56,1	85,2	78.7	25,9		95,8
Луганськ	4.9	58,6	91,3	99,0	99,0	64,5	0.9	99,0
Вінниця	1.4	13,0	50,0	78,8	71.5	18.9		90,7
Івано- Франківськ		14,1	44,9	77,2	64,2	36,4		89,0
Кіровоград	3,2	35,2	75,2	95,6	93.3	51,8	0,9	98,0
Дніпропет- ровськ	1.9	46,2	85,0	97,0	94,0	50,0	4,0	98,2
Дебальцеве		15,3	71,5	91,0	77.3	19,2		94,9
Ужгород	1.2	22,3	71,2	89,1	79,3	30,5		97,2
Чернівці	4,4	23,3	53,7	83,6	72.5	32,0	2.1	94,4
Селятин			5.5	15,6	22.6	2,5		56,8
Одеса		7.2	50,5	81,7	76.5	23,2		96,0
Запоріжжя	1.2	48,2	84,8	95,3	95,4	54,3	3,0	98,8
Миколаїв	1.2	51,7	89,1	98,9	97,2	61,4	1,2	98,9
Херсон	1.1	46,1	86,7	98,9	95,7	57,0	1.1	98,9
Клепиніне	9.3	61,4	95,6	98,9	98.9	74,9	9.4	98,9
Сімферополь	13,3	29,4	78,9	96,6	92.8	58,8	11.2	99,1
Ай-Петрі				1,0				1.0
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
131
Аналогічний розподіл властивий температурі
повітря 35°С і вище. На крайньому сході (Луганська
область) у середньому за рік буває 5 днів з такою
температурою, на півдні (Одеська, Миколаївська,
Херсонська. Запорізька області) — 3 дні, у Кіровог-
радській, Дніпропетровській, Донецькій областях —
2 дні, Черкаській. Полтавській і Харківській облас-
тях — у середньому один день за рік, в інших облас-
тях - лише 1-5 днів за 10 років.
З найбільшою ймовірністю (75 %) температура
повітря 35“С і вище відмічається у південно-східних,
з найменшою (10 - 20 %) — у західних областях (табл.
3.5.10) У високогірних районах Українських Карпат і
на заході у 1965, 1978, 1980, 1983, 1984, 1986 рр. мак-
симальна температура повітря не досягала 35°С.
Найчастіше температура 35°С і више. як і темпера-
тура 30“С, відмічається у червні-серпні, ймовірність її
у липні-серпні на сході та півдні становить 50 - 60 %
років, на решті території - всього 10 - 20 %. У червні
така температура у південних і східних районах буває
з ймовірністю 20 - 30 %, на крайньому заході у цьо-
му місяці вона не зафіксована. Іноді небезпечна тем-
пература може формуватися навіть у травні та ве-
ресні.
У вересні в південно-східних областях повторю-
ваність температури 35'*С і више становить 1 - 2 %,
Таблиця 3.5.10
Ймовірність (%) максимальної температури повітря 35‘С і вище
Станція	V	VI	VII	VIII	IX	Рік
Чернігів			9.8	9.9		13.5
Суми		4.1	13,8	8,9		21.0
Ковель			3.4	5.5		9,9
Рівне			1.6	8,5		10,8
Житомир			7.1	7.1		11.6
Київ		1.6	9.1	9.0		17,4
Львів		1.0	7,7	7.9		14,8
Хмельницький			1.6	3.8		5,7
Полтава		7,4	28,4	23.0	0.8	41.7
Харків		11.8	27,2	31,2		46.3
Тернопіль			2,7	5.8		9.1
Умань		2.6	10,2	12,0		19.7
Луганськ	2,2	31,1	58,7	54,7	0.9	77,5
Вінниця		1.4	1,4	5,6		7.3
Івано-Франківськ			1.8	12,2	1.7	13,4
Кіровоград		6,8	38,0	36.4		57,2
Дніпропетровськ		15,0	45,0	38,6	1.9	64,6
Дебальцеве		11.1	24,8	16,9		36,4
Ужгород		1.1	15,8	9.3	8.1	25,6
Чернівці		2,1	12.8	11,8	0.8	22,2
Селятин				1,0		1,0
Одеса		3,0	9,5	7,2		18.3
Запоріжжя	1.2	8.2	43,0	49,2	1.2	62.2
Миколаїв	1.2	23,9	46,8	46.4	1.1	66,3
Херсон		13,3	51,5	42,1	4.2	66,3
Клепиніне	1.1	14,2	68.4	60,4	12,3	87.7
Сімферополь	0,9	4.7	22.3	29,4	5.9	47,5
на Закарпатській низовині — 1 - 8 %, у Криму — 10 %,
вона відмічалась у 1923, 1938, 1944. 1946 рр.
Залежно від циркуляційних процесів небезпечна і
особливо небезпечна температура тривалий час утри-
мується одночасно на значній території.
Тривалі періоди зі стійкою жаркою погодою спос-
терігались у 1904, 1909, 1924, 1936. 1946, 1954, 1972,
1975, 2001, 2002 рр. Найчастіше (один раз на 20
років) така висока температура відмічається у Лу-
ганській і Дніпропетровській областях.
Найбільша тривалість періоду з дуже високою тем-
пературою повітря спостерігається у липні-серпні і
становить 50 - 80 год, зменшуючись на північ і
північний захід до 10 год. Найменша тривалість ха-
рактерна для травня і вересня.
Тривалість періоду з температурою повітря 30°С і
више, як і число днів, зазнає коливань у часі та прос-
торі. Найбільша тривалість (близько 200 год) за рік
припадає на південні і східні райони. У центральній
частині території вона коливається від 50 до 100 год,
на півночі і північному заході - не перевищує 20 год.
На височинах тривалість періоду з температурою
повітря 30“С незначна. На прибережних станціях
внаслідок пом’якшувального впливу моря тривалість
періоду також зменшується.
Дуже висока температура повітря формується май-
же щорічно. У західних і північних районах за літній
сезон у середньому відмічається 4 - 5, у південних і
східних районах - 9 - 10 періодів, але їх тривалість
неоднакова. Середня тривалість періоду змінюється
від 2,0 - 2.5 днів на заході і півночі до 3 - 4 днів на
півдні і сході. У 70 - 75 % тривалість періоду
дорівнює 1 - 2 дні. У 30 % на півдні і сході один
період може утримуватись близько 5 днів.
Найбільша тривалість періоду з дуже високою тем-
пературою повітря змінюється від 15 на заході і півночі
до 30 днів на півдні, на сході вона досягає 37 днів.
Для виявлення масштабу розповсюдження темпера-
тури повітря 30"С і вище на території України розра-
ховувався коефіцієнт кореляції між окремими
станціями з центром у Херсоні. Приймаючи коефі-
цієнт кореляції як функцію від відстані, слід відзначи-
ти, шо зі збільшенням відстані між станціями коре-
ляційна залежність залишається щільною (тісною).
Для відстані понад 400 км (Херсон - Київ) коефіцієнт
кореляції дорівнює 0,68 ± 0,11. Найтісніший зв'язок
між станціями простежується у літні місяці і коливаєть-
ся віл 0,61 до 0,82. У травні тісний зв'язок (0,70 ± 0,08)
простежується до 250 км, а на відстані 400 км коефіцієнт
кореляції становить всього 0,40. У вересні кореляційна
залежність ще досить висока. На відстані 200 км (Хер-
сон - Мелітополь) він дорівнює 0,81 ± 0,06, а на відстані
понад 500 км (Херсон - Луганськ) — 0.51 ± 0,10.
Виконане дослідження дозволило провести райо-
нування території з урахуванням повторюваності не-
безпечної та особливо небезпечної температури
повітря а також умов їх формування (вплив фізико-
географічних особливостей місцевості, синоптичних
процесів і т.ін.). Межі районів уточнювались за до-
помогою інтегральних кривих ймовірностей макси-
мальної температури (рис. 3.5.12).
132
1 - південні, ггівденно-східні області,
2 — центральні, північно-східні області,
З західні, північно-західні області.
Рис. 3.5.12. Абсолютний максимум температури
повітря Т(ОС) різної ймовірності (%) рівний та вищий
вказаних значень в окремих районах.
До першого району входять південні і південно-
східні області (Одеська, Миколаївська, Херсонська,
Запорізька. Дніпропетровська, Кіровоградська, До-
нецька, Луганська, Харківська та Автономна Респуб-
ліка Крим). Тут щорічно (98 - 100 %-на ймовірність)
відмічається температура повітря 30"С і вище, у 60 -
80 % - температура 35X3 і вище і рідко 40X3 та вище
(один раз у 50 - 100 років). У цьому районі на узбе-
режжях Чорного і Азовського морів ймовірність не-
безпечної температури набагато нижча внаслідок
пом'якшувального впливу моря.
Другий район охоплює Київську, Чернігівську,
Сумську, Черкаську, Полтавську області. Тут темпе-
ратур# 30*С і више спостерігається з 90 - 95%-ною, а
температура 35*С і вище — з 20 - 30 %-ною ймовір-
ністю. Особливо виділяються Полтавська і Черкась-
ка області, де ймовірність такої температури дещо
виша (30 - 50 %).
Третій район - Волинська, Рівненська, Житомирсь-
ка, Львівська. Тернопільська, Хмельницька. Вінниць-
ка. Закарпатська, Івано-Франківська, Чернівецька об-
ласті, де температура ЗО’С і вище буває з 75 - 90 %-ною,
а температура 35"С і вище - з 10 - 15 %-ною ймо-
вірністю. тобто один раз у 6 - 10 років. Тут особливо
виділяються високогірні райони Українських Карпат,
де небезпечну температуру не зафіксовано.
3.5.1.4.	Відлига
Характерною особливістю зимового сезону в Ук-
раїні с часті відлиги. Днем з відлигою вважається
день, коли на фоні сталої від'ємної температури
повітря спостерігається максимальна температура
повітря вище 0 ПС.
Відлиги поділяють на алвективні, радіаційні та
радіаційно-адвективні. В Україні найчастіше (80 %)
бувають відлиги адвективного походження. Вони зу-
мовлені процесами, що характеризуються наявністю
стійких деформаційних баричних полів з ме-
ридіонально орієнтованою глибокою улоговиною
над східною Європою або широтними потоками
повітря з Атлантики.
Інтенсивні адвективні відлиги спостерігаються під
час переміщення південно-західних і південних цик-
лонів із Середземного та Чорного морів, посилення
яких зазвичай відбувається безпосередньо над Ук-
раїною і супроводжується різкою зміною погоди.
Часто відлиги настають також під час переміщення
циклонів із заходу до північних або центральних
районів східної Європи. Улоговини цих циклонів,
шо спрямовані далеко на південь, переміщуються че-
рез територію країни. Відлига припиняється за хо-
лодним фронтом після вторгнення відрогів або анти-
циклону з північного заходу або північного сходу.
Радіаційна відлига спостерігається у денні години
за ясної погоди або хмарності верхнього ярусу та
значної добової амплітуди температури повітря, яка
відмічається рідше і має менший вплив на темпера-
турний режим зими. Якщо після утворення адвек-
тивної відлиги настає погода з проясненням, таку
відлигу відносять до змішаної.
Інтенсивні та гри вал і відлиги вважають небезпеч-
ним явищем. Після низької температури повітря во-
ни негативно впливають на перезимівлю озимих
культур, знижують їх загартовування, різко підвищу-
ють витрати вуглеводів, спричинюють утворення ль-
одяної кірки, перенасичення водою верхнього гори-
зонту грунту', що під час наступного зниження тем-
ператури повітря може призвести до вимерзання
озимини. Інтенсивне танення снігу зумовлює вимо-
кання та випрівання озимини. Промерзання та роз-
мерзання різних металевих конструкцій і будівельних
споруд знижує їх стійкість, перешкоджає виконанню
будівельних робіт. Під час відлиги стіни будівель
відмокають, а з наступним похолоданням на них ут-
ворюється льодяна кірка, шо призводить до їх руй-
нування. Відлиги перешкоджають рухові гужового і
автотранспорту. Іноді під час відлиги скресає лід на
річках серед зими га відмічаються паводки. Часта
зміна періодів відлиги морозами знижує опірність
організму людини, збільшується кількість застудних
захворювань.
Відлиги зумовлені нестійкістю погоди зимового
сезону. Найчастіше (до 40 % загального числа днів)
вони повторюються у грудні. У січні на значній час-
тині території спостерігається найменше число днів
(9 - 14) з відлигою, у лютому повторюваність їх зно-
ву збільшується.
Найчастіше відлиги бувають на півдні а також у
західних районах. У Степу, південніше лінії Лю-
башівка - Кривий Ріг - Запоріжжя - Маріуполь, чис-
ло днів з відлигою становить 50 - 60, а на північний
схід зменшується до 30 (рис. 3.5.13). Хід ізоліній
відлиг узгоджується з положенням ізотерм середньої
температури повітря, що у зимовий час спрямовані з
північного заходу на південний схід.
На повторюваність відлиг, крім синоптичних про-
цесів, впливають також фізико-географічні особли-
вості. Так, зі збільшенням висоти місцевості число
днів з відлигою зменшується. Ця закономірність ви-
разно проявляється в Українських Карпатах,
Кримських горах, на Донецькій, Приазовській, Во-
линській і Подільській височинах.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
133
Для долин характерне деяке збільшення числа днів
з відлигою порівняно з рівнинною місцевістю. Чис-
ло днів з відлигою може дешо збільшуватися (на 2 -
З дні) під впливом мікрокліматичних особливостей
великих міст. Близькість водних басейнів сприяє
зменшенню радіаційних відлиг.
Середнє квадратичне відхилення числа днів з
відлигою за зиму становить 11-16 днів. Значення
коефіцієнта варіації не перевищує 0,4.
Повторюваність числа днів з відлигою перебуває у
тісному зв'язку із середньою місячною температурою
повітря. Для грудня-лютого коефіцієнт кореляції
дорівнює 0,98 ± 0,01. Така залежність дозволяє виз-
начити число днів з відлигою за середньою місячною
температурою повітря.
Число днів з відлигою різної ймовірності можна
розрахувати за номограмою (рис. 3.5.14). Порівнян-
ня знятих з номограми значень з даними, розрахова-
ними за фактичними вимірюваннями, показало, шо
різниця між ними у більшості випадків не перевищує
1 день і тільки для крайніх кривих розходження до-
сягає 5 днів.
Відлиги відмічаються щорічно декілька разів про-
тягом зимового сезону. У середньому буває 8-10
періодів з відлигою, але тривалість та інтенсивність їх
різна: на півдні і заході вони інтенсивніш! і триваліші.
Окремі зими можуть відрізнятися між собою не тіль-
ки числом відлиг, а й їх тривалістю. Середня тривалість
однієї відлиги за зиму збільшується від 4 днів на
північному сході і 6 на заході до 9 - 10 днів на півдні.
Відлига тривалістю 1 - 5 днів на більшій частині
території спостерігається у середньому 5-7 разів, а
тривалістю 6-10 днів - 1 - 2 рази за зиму. На півдні
і на Закарпатській низовині відлига тривалістю 11 -
15 днів буває кожної зими. Відлига тривалістю 16 -
20 днів на Закарпатській низовині, на заході га півдні
спостерігається 2-5 разів на 10 років, а на північно-
му сході - лише 4 - 6 разів на 100 років. Відлига три-
валістю понад 10 днів зазвичай охоплює майже всю
територію, менш тривалі в основному мають локаль-
ний характер. Швидкість розповсюдження відлиг у
середньому становить 250 - 400 км за добу. На півдні
і на Закарпатській низовині найбільша тривалість
Рис. 3.5.14 Номограма для розрахунку числа днів з
відлигою різної ймовірності (%) рівне та вище вказаних
значень. Зима (грудень-лютий).
134
відлиг становить понад 40 днів, на заході — 35, а на
північному сході — 20 днів. На півдні і на Закар-
патській рівнині найбільша тривалість відлиг стано-
вить понад 40 днів, на заході — 35, а на північному
сході - 20 днів. Повторюваність таких відлиг І - 2 %,
а на півдні і на Закарпатській низовині - до 5 %.
На рис. 3.5.15 представлено номограму для розра-
хунку найбільшої тривалості відлиги різної
ймовірності у будь-якому районі країни. Для цього
досить знати лише середню з найбільшої тривалості
відлиги (рис. 3.5.16 ).
Віковий хід числа днів з відлигою є чергуванням
періодів зі значною та малою кількістю відлиг, при-
чому ці коливання мають узгоджений характер на
всій території (рис. 3.5.17). Виділяються періоди з
1897 до 1908 р. і з 1930 до 1953 р., коли число днів з
відлигою було особливо великим. У десятиріччя 1926
- 1935 рр. та 1963 - 1972 рр. спостерігався мінімум
числа днів з відлигою. Починаючи з 1987 р. число
днів з відлигою було више від норми (за винятком
зими 1995 - 96 р.).
На кількість, число днів, тривалість, інтенсивність
відлиг впливають синоптичні процеси конкретного ро-
ку. За характеристикою відлиг зими можна поділити на
м'які, теплі з частими відлигами та холодні з малою їх
кількістю. Теплі зими спостерігаються під час виходу
циклонів Атлантичного або Середземноморського по-
ходження. які приносять теплі й вологі повітряні маси.
Переважає хмарна погода з опадами у вигляді снігу та
доту, а в окремих випадках з ожеледдю.
СЕРЕДНЯ З НАЙБІЛЬШОЇ
ТРИВАЛОСТІ
Рис. 3.5.15. Номограма для розрахунку найбільшої
тривалості (дні) відлиги різної ймовірності (%) рівної
та вищої вказаних значень. Зима (грудень-лютий).
Вторгнення теплого повітря найчастіше буває у
грудні та в першій половині січня. У другій половині
зими адвекція теплих повітряних мас спостерігається
значно рідше і відрізняється меншою інтенсивністю.
Зумовлено це тим, шо наприкінці січня та в лютому
температура моря істотно знижується і повітряні маси
досягають материка з відносно низькою температурою.
Прикладом теплих зим можуть бути: 1898 - 99,
1901 - 02, 1909 - 10, 1913 - 14, 1924 - 25, 1935 - 36,
1947 - 48, 1951 - 52, 1956 - 57, 1960 - 61, 1965 - 66.
1974 - 75, 1982 - 83, 1988 - 89, 1989 - 90, 1993 - 94 рр.
Число днів з відлигою у ці зими перевищувало 120 %
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
135
дні
65
60
55
50
45
40
35
ЗО
25
20
0'4®сма>0'4-сосм<о0'«<и<м<ооч-<осм<оо’»<осм<оо
7’77’7*Г’77ТТ’77’7'7’7'77’7Т’777’7777<21
-іпапг'-чіоіпь.-іпбпн.-лаїпгї-лаїпє.-
сіа>а>оо^’^*-смсч<'зеосо53іліл,Лфф<''.|‘*Г'-сосооі
сооосоа>а>а>фо>а>а>а>аг>а>а>а>о<ло>а)а><»а>ота>о<я
т—	^9— ув
——• Київ —— Львів —• Луганськ —« Полтава
Рис. 3.5.17. Десятирічні ковзні числа днів з відлигою. Зима (грудень-лютий).
норми. Зими характеризувались порівняно теплою
погодою з помірними морозами і деяким надлиш-
ком опадів, відсутністю стійкого снігового покриву.
Спостерігалось декілька скресань річок та льодоставів,
а в деяких випадках навіть повне очищення річок від
льоду, на окремих ділянках льодові утворення повні-
стю були відсутні.
У південних районах зимою 1898 - 99. 1901 - 02,
1914 - 15, 1951 - 52, 1965 - 66 рр. середня температу-
ра повітря всіх зимових місяців була позитивною.
Максимальна температура повітря під час відлиги
досягала на півдні 20 - 22X2, на заході 14 - 16X2, на
півночі 10X2. У теплі зими спостерігались значні по-
зитивні відхилення (5 - 842) середньої місячної тем-
ператури повітря від норми. Так, зимою 1951 - 52 р.
на півдні і заході тривала вегетація озимини. Після
дощів, що пройшли у середині листопада, грунт роз-
танув, вегетація відновилась і припинилась тільки у
березні у зв'язку з похолоданням.
У ці зими відмічалось найменше число днів зі
сніговим покривом. Проте за кількістю опадів, що
випали, вони були досить вологими, а деякі —
надмірно вологими, тобто перевищення кількості
опадів порівняно з нормою становило 130 - 180 %, а
в південних районах - 200 %. На півночі у 60 - 80 %,
а на півдні до 100 % відлиги призвели до повного
сходження снігового покриву.
Холодні зими спостерігаються під час частих
вторгнень арктичних повітряних мас або винесення
континентального повітря з Азії. Такі зими станов-
лять 20 % загального числа зим. Відлиги характери-
зуються малою тривалістю (1-3 дні) і локальним
розподілом. Сніговий покрив стійкий. Кількість
опадів нижча за норму, більшість цих зим ма-
лосніжна. Так, зимою 1889 - 90, 1895 - 96, 1897 - 98,
1890 - 91, 1908 - 09, 1920 - 21, 1928 - 29, 1941 - 42,
1946 - 47, 1953 - 54. 1963 - 64, 1977 - 78, 1984 - 85,
1986 - 87 рр. число
днів з відлигою ста-
новило менше 80 %
норми. У цей час ут-
римувалась тривала
морозна погода. Се-
редня місячна темпе-
рагура повітря у січні-
лютому навіть у цент-
ральних районах ста-
новила —14...-12X2, а
абсолютний мінімум
температури повітря
знижувався на сході
до —42...-3742, на
південному заході до
-30...-25Х2, а на
Південному березі
Криму	-17...-12X2.
Від'ємні відхилення
від норми у ці дні
дорівнювали 10 - 1342.
Вторгнення арктич-
них повітряних мас
після відлиги створюють несприятливі умови для пе-
резимівлі озимини. Внаслідок відлиг морозостійкість
озимини зменшується, під час наступного зниження
температури повітря та грунту значна кількість рос-
лин гине.
У грудні на південному заході та на Закарпатській
низовині максимальна темперагура повітря під час
відлиги може підвищуватися до 15 - 17X2, на північно-
му сході — до 9X2. На Волинській, Подільській. При-
азовській, Донецькій височинах максимум температу-
ри повітря може дорівнювати 11 - 12X2.
У грудні під час віллиги найчастіше (70 - 85 %)
максимум температури повітря перебуває у межах 0.1
- 4,0X2. У південних районах 25 - 30 % відлиг буває з
температурою повітря 4 - 8X2. На крайньому півдні і
на Закарпатській низовині приблизно з однаковою
повторюваністю (близько 20 %) можуть спостерігати-
ся відлиги з температурою повітря 2 - 4, 4 - 6 і 6 - 8X2.
У січні утримується той же характер розподілу
максимальної температури повітря під час відлиги,
що і в грудні, але вона приблизно на 1 - 3X2 нижча.
У крайніх південних районах повторюваність макси-
мальної температури повітря в інтервалах 0,1 - 2,0 і 2,0
- 4,0X2 майже однаковії і в сумі становить 45 - 55 %, у
межах 4 - 6Х - 15 - 20 %. У західних районах
відмічається 75 % відлиг з максимальною температурою
повітря до 4Х. На північному сході 95 - 98 % припадає
на температуру повітря 0,1 - 4,042 і тільки 2 - 5 % - на
інтервал від 4 до 6X2.
У лютому під час відлиги максимальна температу-
ра повітря на крайньому південному заході і на За-
карпатській низовині досягає 15 - 18X2, на заході 14
- 16X2, у центральних районах вона становить 10 -
11X2. Повторюваність максимальної температури
повітря така ж. як і в січні.
Відлига з максимальною температурою повітря ви-
ще 3X2 найчастіше триває протягом доби. У
136
північно-східній частині такі відлиги відмічаються у
80 %, на решті території - у 70 - 75 %. За максималь-
ної температури повітря нижче 2“С відлига протягом
усіх годин лоби зазвичай не відмічається.
На крайньому північному сході максимальна три-
валість відлиги з позитивною температурою протя-
гом доби дорівнює 10 дням, на сході - 15, на заході
і в центральних районах - 20 дням. На півдні їх три-
валість досягає ЗО днів. Під час таких відлиг, най-
частіше у грудні, сніговий покрив сходить повністю.
Для України характерною особливістю темпера-
турного режиму грунту у зимовий сезон є часте його
розмерзання, особливо на півдні. Цс зумовлено на-
явністю тривалих та інтенсивних відлиг а також
порівняно невеликою висотою снігового покриву,
який за адвекції тепла утримується нетривалий час.
У грудні під час відлиги найчастіше температура на
поверхні грунту коливається від 0,1 до 5°С. У півден-
них районах повторюваність такої температури ста-
новить 40 %, температури вище 543 - 50 %, у цент-
ральній частині досягає 60 %, на північному сході —
70 %. У січні та лютому повторюваність температури
грунтуг під час відлиг приблизно така ж, як і у грудні.
У грудні під час відлиг найчастіше грунт розмочений
і вологий. На півдні розмерзання та розмочування
грунту спостерігається у 80 % і лише у 12 % він су-
хий. У центральній частині розмоченим грунт буває
у 60 - 70 %, на решті території — 40 - 60 %. Тільки
на північному сході та сході у грудні під час відлиги
Відлиги можуть супроводжуватися різними атмос-
ферними явищами. Часто під час відлиги спос-
терігається випадання дошу га снігу (60 - 80 % за зи-
мовий сезон), у 20 - 40 % відмічається луман, інколи
ожеледь (20 %), хуртовина майже не спостерігається
(2-6 %). Більшість відлиг буває за умов похмурого не-
ба, повторюваність якого коливається від 75 до 90 %
загальної хмарності. За умов ясного неба відлиги мож-
ливі лише у 5 - 12 %.
На території України відлиги спостерігаються за
будь-якого напряму вітру. Проте найбільша (40 - 60 %)
їх повторюваність відмічається за південно-західного
і західного напряму вітру, а найменша (до 6%) — за
північно-західного напряму. Відлига з максимдль-
ною температурою повітря вище 8”С у більшості ви-
падків виникають під час вітру південних румбів.
Відлиги істотно впливають на режим снігового
покриву. Чим більша повторюваність відлиг, тим
менша ймовірність утворення стійкого снігового
покриву. Роки з частими і тривалими відлигами ха-
рактеризуються незначним числом днів із сніговим
покривом та його мдлою висотою, а іноді навіть пов-
ною відсутністю снігового покриву. Відлига три-
валістю понад 10 днів майже завжди призводить до
сходження снігового покриву будь-якої висоти. У зи-
ми, коли відлиги спостерігаються рідко, сніговий
покрив завжди стійкий.
Залежно від повторюваності і тривалості відлиг про-
ведено районування території України ( табл. 3.5.11).
Таблиця 3.5.11
Районування території України за повторюваністю та тривалістю відлиг
Район	Територія	Число днів з відлигою за зиму			Найбіль- ша три- валість відлиги, ДНІ	Повторю- ваність (%) відлиги три- валістю 10 ДНІВ
		середнє	5 %-ої ймовір- ності	95 %-ої ймовір- ності		
1	Миколаївська, Херсонська, Автономна Ресгтубліа Крим (без гір- ських районів), Одеська (без північних районів), південно-західні райони Запорізької, південні райони Дніпропетровської областей	>50	>65	>25	>40	100
II	Львівська. Івано-Франківська. Чернівецька. Закарпатська (без гірських районів), Волинська, Рівненська. Тернопільська, Хмель- ницька, західні райони Житомирської, західні і південні райони Вінницької, Кіровоградська, решта районів Одеської. Дніпропет- ровської та Запорізької, областей	40-50	60-65	20-25	30-40	75-100
III	Київська, Черкаська, східні райони Житомирської та Вінницької, крайні південні райони Полтавської, західні і південні райони До- нецької областей	35-40	55-60	15-20	25-30	50-75
IV	Чернігівська, Сумська, Харківська, Луганська, решта районів До- нецької, значна частина Полтавської областей	30-35	<50	<15	20-25	<50
V	Гірські райони Закарпатської,Львівської. Івано-Франківської. Чернівецької, Автономної Республіки Крим	<30	<10	<10	<20	<25
ірунт у 30 - 40 % вкритий сніговим покривом, на
решті території сніговий покрив утримується лише у
10 %. У січні на півдні грунт найчастіше розмочений
(40 %). У північних і північно-східних районах сніго-
вий покрив під час відлиги зберігається у 50 %, хоча
і відбувається його танення. У лютому під час відли-
ги у південних районах грунт у більшості випадків
розмочений і вологий, а на півночі у 70 % вкритий
снігом, який часто тане.
3.5.1.5.	Мінімальна температура повітря
Значне зниження температури повітря в Україні зу-
мовлюється переміщенням холодних арктичних повіт-
ряних мас, які внаслідок незначної вологості га вели-
кої прозорості під час руху зазнають подальшого радіа-
ційного вихолоджування і поширюються на всю тери-
торію аж до Південного берега Криму. Температура
повітря під час їх вторгнення знижується за добу на 17
- 18"С. Таке зниження температури повітря відмічено
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
137
у Конотопі (січень 1940 р.) і Луганську (січень 1935 р.),
а в Чернігові (лютий 1929 р., січень 1942 р.) вона зни-
зилась на 20 - 25"С. Різка зміна температури повітря у
Чернігівській області у третій декаді січня та на почат-
ку лютого 1967 р. була зумовлена переміщенням із за-
ходу неглибоких циклонів, у передній частині яких
спостерігалась адвекція тепла, яка швидко змінилась у
тиловій частині циклону адвекцією холоду. У деяких
пунктах середня добова температура повітря знизилась
на 104? за добу, мінімальна температура повітря стано-
вила - 33...—314?.
Зниженню мінімальної температури повітря
сприяє також надходження холодного повітря зі схо-
ду, шо поширюється аж до західних кордонів, спри-
чинюючи в Українських Карпатах різке зниження
температури повітря. На значення мінімальної тем-
ператури повітря впливають також місцеві умови. У
долинах, улоговинах та інших від'ємних формах
рельєфу, куди стікає і застоюється більш щільне хо-
лодне повітря, мінімальна температура повітря ниж-
ча. ніж на вершинах або на схилах на тій же висоті.
Водні об’єкти (моря, водосховища, великі озера)
також впливають на мінімальну температуру повітря.
Ступінь впливу залежить від розмірів водного об'єкту
і відстані до нього. Відмінності мінімальної темпера-
тури повітря, зумовленої впливом моря, можна прос-
тежити за даними станцій Одеса, обсерваторія,
розміщеній на відстані 50 м на захід від моря, та Оде-
са, агрометстанція, що знаходиться на відстані 7 км
від моря. Виявилося, шо на станції Одеса, агрометс-
танція температура вища, ніж на станції Одеса, об-
серваторія і різниця середньої мінімальної темпера-
тури повітря за окремі місяці становить 0,7 - 1,74?.
Великі лісові масиви також впливають на розподіл
мінімальної температури повітря. На галявині посе-
ред лісу так само, як і в улоговині температура
повітря нижча.
Середній мінімум температури повітря. Річний хід се-
реднього мінімуму температури повітря аналогічний
річному ходу середньої місячної температури повітря.
Найнижчі значення середнього мінімуму відмічаються
у січні (від -1 і до —54?), у Криму - в лютому. У липні
мінімальна температура змінюється від 15 до І8"С.
Від'ємна середня мінімальна температура повітря
на переважній частині країни спостерігається з лис-
топада до березня. В Українських Карпагах (на ви-
соті понад 500 м) ше у квітні вона від'ємна. На
Південному березі Криму середній мінімум темпера-
тури повітря додатний протягом усього року.
Розвиток та активність синоптичних процесів ма-
ють тенденцію змінюватись з року в рік, спричиню-
ючи коливання мінімальної температури повітря. Бу-
вають роки, коли середній мінімум додатний навіть
у грудні-лютому і в грудні може становити 1 - 4“С (за
винятком Українських Карпат і Кримських гір). У
найхолодніші роки з листопада до березня він може
набувати від'ємних значень навіть на Південному бе-
резі Криму. Іноді повсюдно, за винятком західних
областей і Південного берега Криму, від'ємний се-
редній мінімум температури повітря буває у квітні
(до -34?) та жовтні (до -54?).
Мінливість середнього мінімуму температури
повітря зберігає риси властиві середній температурі.
Значення середнього квадратичного відхилення се-
реднього мінімуму температури повітря з листопада
до березня повсюди становлзггь 3 - 5°С, з травня до
вересня 1 - 2"С, у квітні та жовтні 1 - 3“С.
Абсолютний мінімум температури повітря. Під час
інтенсивного вторгнення арктичного повітря, яке
поширюється до Чорного моря і посилює місцеве
радіаційне вихолоджування, спостерігаються най-
нижчі значення абсолютного мінімуму температури
повітря.
Абсолютний мінімум температури повітря значно
нижчий, ніж середня місячна температура повітря і
навіть середня мінімальна, і залежить від місцевих
умов і характеру рельєфу. Холодне повітря, як більш
щільне, стікає в улоговини і застоюється у них. Тому
мінімальна температура повітря на станціях, розта-
шованих на від'ємних формах рельєфу (улоговина,
неглибокі долини річок), найнижча. Так, на станції
Ізюм, розмішеній у долині Сіверського Дінця, абсо-
лютний мінімум (—4(УС) нижчий, ніж у Лозовій,
розмішеній на вододілі (-354?). У замкнутих улого-
винах абсолютний мінімум у зимові місяці може бу-
ти на декілька градусів нижчим, ніж на поруч
розмішених височинах. У теплий період року ця
різниця зменшується внаслідок скорочення трива-
лості вихолоджування у короткі літні ночі.
В умовах міста, внаслідок його утеплювального
ефекту, абсолютний мінімум температури повітря
може бути вищим на 5*0 порівняно з околицями.
Відповідно до загального ходу температури повітря
найнижчі значення абсолютного мінімуму за рік у
більшості випадків спостерігаються у січні-лютому, в
окремі роки (10-25 %) можуть відмічатися у грудні,
інколи у березні або в листопаді.
Абсолютий мінімум температури повітря у січні
коливається у межах —42...-26“С. Найнижчий
(—41,94?) мінімум зафіксовано у 1935 р. на сході (Лу-
ганська область). Низький абсолютний мінімум ут-
римується ще у лютому (-39...-264?) і березні
(—30...—204?). Липень — єдиний місяць, коли абсо-
лютний мінімум температури повітря додатний на
всій території країни. На північному заході він ста-
новить 2 - 64?, а на півдні 8 - 13°С. На сході від'ємні
значення абсолютного мінімуму температури повітря
відмічаються вже у серпні і хоча ці значення неве-
ликі (—4...-ГХ?), проте гака температура завдає знач-
них збитків сільськогосподарському виробництву. У
вересні мінімальна температура повітря стає
віт'ємною на переважній частині території, крім
Південного берега Криму, де вона ше залишається
додатною (1 - 4°С). У центральній частині Кримсько-
го півострова переважає абсолютний мінімум
-6...—3°С, а на сході та в степових районах Криму
-7...—4"С. У жовтні повсюдно спостерігаються низькі
значення абсолютного мінімуму температури повітря
(на деяких станціях до -204? та нижче).
Під час потужного надходження холодного повітря
відмічаються найнижчі значення (—42...—37'*С) абсо-
лютного мінімуму температури повітря (рис. 3.5.18).
138
24
28
32
36
Такий мінімум зафіксовано на правому березі Дніпра
у районі Кременчуцького водосховища.
Наявність такого великого водосховища та
від'ємних форм рельєфу призводить до активізації
синоптичних процесів та зниження абсолютного
мінімуму температури повітря. У високогірних райо-
нах Українських Карпат під час активного надход-
ження холоду зі сходу абсолютний мінімум може
знижуватися до -42...—40"С, на південно-західних
схилах до —36...—30"С. У долинах річок також виділя-
ються місця з низькою мінімальною температурою
повітря (—37®С). На південному заході абсолютний
мінімум коливається від —34 до —26"С. Холодні маси
повітря досягають Південного берега Криму вже
прогрітими, тому шо під час переміщення через го-
ри температура підвищується, але абсолютний
мінімум залишається досить низьким (—18...—1542).
Найзначніші зниження температури повітря було
відмічено у найсуворіші зими (лютий 1929 р., січень
1935, 1940, 1950, 1954, 1963, 1985, 1987 рр ). У ці роки
хвилі холоду охоплювали майже всю територію країни.
За останнє десятиріччя (1991 - 2000 рр.) у деяких
регіонах переважно на заході у жовтні і грудні 1997 р.
зареєстровано найнижчий абсолютний мінімум темпе-
ратури повітря за весь період спостереження.
Абсолютний мінімум температури повітря за рік (по-
над 50 % площі) становить — 3442 і нижче. На 20 % те-
риторії абсолютний мінімум нижчий — 37"С, на 10 %
він дорівнює — 3842 і нижче, а на 2 % території
-42...-40"С.
Абсолютний мінімум температури повітря, як і
інші характеристики, значно змінюється з року в рік.
Мінливість абсолютного мінімуму однорідна на всій
території і має чітко виражений річний хід, зумовле-
ний синоптичними процесами кожного сезону.
Найбільших значень вона досягає у зимові місяці і
становить 3 - 742. Мінливість синоптичних процесів
у перехідні місяці (листопад, березень) призводить
до того, що середнє квадратичне відхилення у ці
місяці мало відрізняється від значень у зимові місяці.
У теплий період року (квітень-жовтень) цей показ-
ник менший (1.5 - 2,542) і лише на окремих станціях
збільшується до 342. На всіх станціях середнє квад-
ратичне відхилення абсолютного мінімуму за рік
дорівнює: 3 - 5“С.
Абсолютний мінімум температури повітря та зна-
чення, близькі до нього, спостерігаються досить
рідко. У зв'язку з цим більш показовою характерис-
тикою є середній із абсолютних мінімумів. Він предс-
тавляє мінімальну температуру, яку можна очікувати
майже щорічно. Середній з абсолютних мінімумів
температури повітря, так як і абсолютний мінімум,
залежить від місцеположення пунктів.
Найнижчий (—28, —2742) середній з абсолютних
мінімумів за рік спостерігається на північному сході
та сході. На півдні та заході він становить
—25...—1742, у степовій частині Криму дорівнює
—21...— 18”С, на західному та східному узбережжі
—18...—1342, а на Південному березі Криму близько
-13...—842. Закономірності розподілу середнього з
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ

139
абсолютних мінімумів порушуються особливостями
рельєфу. Найпомітніші вони у долині Дніпра, на Во-
линській і Подільській височинах. На Закарпатській
низовині та Передкарпатській височині ця темпера-
тура знаходиться у межах -24...-2Г’С, у високогірних
районах Українських Карпат середній з абсолютних
мінімумів знижується до -ЗО...-25'*С.
На Поліссі від січня до середини лютого най-
частіше (45 - 50 %) відмічається абсолютний мінімум
температури повітря -2(УС і нижче 1164]. Водночас
бувають і більш низькі мінімуми (—ЗО...—25*С) з
ймовірністю відповідно 7 і 20 %. Із середини жовтня
до кінця березня з 75 - 80 %-ною ймовірністю може
спостерігатися мінімум до - 15"С. У теплий період
(квітень-жовтснь) близько 50 % мінімумів становлять
10 - 14°С, а на початку і наприкінці цього періоду 35
- 40 % не перевищує -10“С.
На сході найнижчий мінімум температури повітря
(—40...—35°С) з ймовірністю 5 - 10 % може відмічати-
ся у січні-лютому. З червня до серпня ймовірність
мінімуму — 10"С не перевищує 25 %.
Абсолютний мінімум температури повітря за 100-
літній період спостережень для основних регіонів
країни дозволяє виявити найнижчий абсолютний
мінімум температури повітря для окремих місяців і в
цілому для України (табл.3.5.12).
Для виявлення районів (ареалів) з однорідним роз-
поділом абсолютного мінімуму температури повітря
застосовано також метод картографування га клас-
терний аналіз. Для кліматичної характеристики виз-
начених ареалів, крім абсолютного мінімуму, залуче-
но число днів з мінімальною температурою повітря
-КУС і нижче та ймовірність —25*С і нижче. Ці по-
казники є найхарактернішими, стійкими та небез-
печними (табл. 3.5.13).
Найхололнішими у зимовий сезон в Україні вва-
жаються північно-східні та східні райони, тому шо
найчастіше підлягають впливу адвекції холодних
повітряних мас і радіаційному вихолоджуванню, які
зумовлюють встановлення найнижчих абсолютних
Таблиця 3.5.13
Коротка характеристика районів (ареалів) з мінімальною
температурою повітря
Район(ареал)	Абсолютний мінімум. °С	Число ДНІВ 3 мінімальною температурою £-10‘С	Ймовірність (96) мінімальної температури
Східний (Степ)	-42-34	40-45	40-60
Північно-східний (Полісся)	-40-33	40-45	60
Центральний (Полісся і Лісостеп)	-41-32	30-40	40-50
Українські Карпати і Передкарпаття	-40-32	30-35	50-90
Західний (Полісся і Лісостеп )	-39-31	25-30	20-40
Південний (Степ)	-38-27	20-35	20-40
Закарпатська низовина	-32-28	<25	<15
Кримські гори	-35-25	10-25	<20
Прибережний	-33-22	10-20	10-20
Південний берег Криму	-25-15	510	510
мінімумів від -42 до -33"С; число днів з мінімаль-
ною температурою повітря - КУС і нижче досягає 35
- 45, а ймовірність температури —25’С і нижче не
перевищує 60 %.
Регіон Українських Карпат розділяється на: висо-
когірні райони, Псредкарпаття та Закарпатську ни-
зовину, кліматичні умови яких значно відрізняються
між собою.
У передгірних і високогірних районах Українських
Карпат низька температура повітря формується під
впливом взаємодії синоптичних процесів і орографії,
а її розподіл залежить від висоти місця, експозиції
схилів, спрямування та захишенності гірських долин.
Абсолютний мінімум тут коливається у межах
—40...—32°С, число днів з мінімальною температурою
повітря -1(УС і нижче дорівнює 30 - 35, ймовірність
мінімальної температури повітря —25“С і нижче
варіює у межах від 20 до 50 %, місцями — до 60 %.
Таблиця 35.12
Абсолютний мінімум температури повітря (°С ) у різних регіонах
Регіон	1	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII	Рік
Рівнина	-41,9	-39,0	-37,0	-22,2	-6.5	-1,9	2.4	-2,3	-7,2	-22,6	-31,0	-34,5	-41,9
Рік	1935	1893	1964	1931	1918	1950	1951	1966	1916. 1977	1920	1953	1908	1935
Станція	Луганськ 1	Луганськ	Щорс	Дружба	Суми	Олевськ	Олевськ	Дружба	Луганськ , Гуляй- поле	Золото- ноша	Гуляй- поле	Крас- ноград	Луганськ
Українські Карпати	-39,0	-34,6	-31,3	-17,2	-9.5	-5.0	-0.6	-1.0	•8,1	-18,9	-27,4	-37,4	-39,0
Рік	1907	1929	1929	1955	1978	1962	1984	1978, 1980	1977	1947	1956	1896	1907
Станція	Турка	Дрого- бич 		Дрого- бич	Селя- тин	Плай	Поже- жев- ська	Поже- жев- ська	Селя- тин	Селя- тин	Се ля- тин	Селя- тин	Турка	Турка
Південний берег Криму	-21,9	-22,0	-15.5	-5.7	0,0	5,2	9,9	8,0	1,3	-7.5	-12,5	-16,2	-22,0
Рік	1940	1929	1898	1965	1904	1958	1985	1970	1977	1920	1953	1899	1929
Станція	Севас- тополь	Севас- тополь	Севас- тополь	Нікіт- ський Сад	Херсо- неський маяк	Херсо- нес ький маяк	Нікіт- ський Сад	Алушта	Алушта	Севас- тополь	Севас- тополь	Севас- тополь	Севас- тополь
140
Закарпатська низовина захищена від холодного
північного і північно-східного вітру, тому абсолют-
ний мінімум вищий (—32...—2843), ніж у Передкар-
патті та у висогірних районах Українських Карпат
(-3243), ймовірність мінімальної температури
повітря -2543 і нижче зменшується до 10 - 13 %, а
число днів з температурою повітря —1043 і нижче не
перевищує 25.
У центральному районі абсолютний мінімум тем-
ператури повітря досягає -41...—3243, число днів з
мінімальною температурою повітря -1043 і нижче
становить 40, ймовірність мінімальної темперагури
повітря -2543 і нижче не перевищує 50 %.
У західному районі переважають процеси, пов'язані
з переміщенням західних повітряних мас. які спричи-
нюють опади, підвищений фон температури повітря.
Проте сухе холодне повітря з північних широт зни-
жує абсолютний мінімум повітря до -3943, число
днів з мінімальною температурою повітря -1043 і
нижче зменшується до 25 - 30. ймовірність мінімаль-
ної температури повігря —2543 і нижче дещо менша
(20 - 40 %), ніж у центральному районі.
У південному районі, де знаходяться основні сіль-
ськогосподарські угіддя, холодні маси повітря восе-
ни спричинюють ранні заморозки, у зимовий сезон
сильні морози негативно впливають на рослини. В
окремі роки абсолютний мінімум у Степу знижуєть-
ся до —3843 і коливається у межах —35...—2743,
ймовірність мінімальної температури -2543 і нижче
така ж. як і в західному районі (20 - 40 %), число днів
з мінімальною температурою повітря -1043 і нижче
становить 20 днів.
Прибережний район прилягає до акваторій Чорно-
го і Азовського морів. Холодна арктична повітряна
маса, яка проникає у цей район, спричинює корот-
кочасне зниження температури повітря в окремих
випадках до -2543. Іноді до алвективного фактора
приєднується радіаційний, шо знижує абсолютний
мінімум температури повітря до —3343. Число днів з
температурою повітря — 10“С і нижче коливається від
10 до 20. ймовірність мінімальної температури
повітря -2543 і нижче у цьому районі зменшується
до 10 - 20 %.
До одного району віднесено передгірні і гірські
райони Криму. Зазвичай зі збільшенням висоти
місцевості температура знижується внаслідок знач-
ної втрати тепла шляхом випромінювання та над-
ходження холодних повітряних мас із вільної атмос-
фери. Проте у передгірній частині Криму абсолют-
ний мінімум нижчий (-3543), ніж у горах (-2743),
тому що холодна повітряна маса, перевалюючись
через гірський масив, змінює свої властивості. Чис-
ло днів з температурою -1043 і нижче у цьому
районі змінюється від 10 до 30, ймовірність
мінімальної температури повітря -2543 і нижче нез-
начна (10 %).
Окремо виділяють Південний берег Криму. На-
явність гірських масивів перешкоджає проникненню
холодних повітряних мас. В окремі роки абсолютний
мінімум може знижуватися до -25...—1543. Число
днів з мінімальною температурою повітря -1043 і
нижче не перевищує 10, а ймовірність температури
повітря —2543 і нижче менша 10 %.
3.5.1.6.	Низька температура повітря
У зимовий сезон в Україні часто створюються
умови для формування низької температури повітря
(-1043 і нижче). Таке зниження температури повітря
вважається небезпечним явищем поголи.
Низька темперагура повітря зумовлена вторгнен-
ням континентального арктичного повітря, яке роз-
повсюджується в антициклонах з північного сходу,
півночі або з північного заходу в тилу пірнаючих
циклонів. Встановлюється холодна антициклональна
погода, за якої арктичне повітря зазнає додаткового
радіаційного вихолодження, що призводить до знач-
ного зниження температури повітря (-35...-3043).
Сильне вихолодження повітря відбувається і під час
розповсюдження зі сходу відрогу Сибірського анти-
циклону, який посилюється антициклонами з
північного заходу або північного сходу. Цей процес
на лівобережній частині зумовлює різке похолодан-
ня. яке супроводжується сильним вітром, низовими
хуртовинами. Якщо відріг орієнтовано з північного
сходу, холодне повітря може розповсюдитися на всю
країну. Зниження температури повітря відбувається і
у тих випадках, коли над південним сходом Східної
Європи і Західним Сибіром формується висока бага-
тоцентрова депресія, у тилу якої відбувається значна
адвекція холоду у західні і південні райони. Так. 9 -
10 лютого 1966 р. на всій території відбулося різке
похолодання. На півночі Сумської і Чернігівської об-
ластей температура повітря знизилась до —3443, а на
півдні — до -1043, шо було зумовлено вторгненням
холодних арктичних мас у тилу циклону, який пе-
ремістився з північного заходу. В антициклоні, що
утворився, радіаційне вихолодження повітря спричи-
нило подальше зниження температури.
Тривале збереження температури повітря —1043 і
нижче у поєднанні з атмосферними явищами нега-
тивно впливає на діяльність багатьох галузей еко-
номіки і насамперед на сільськогосподарське ви-
робництво. Таке зниження температури повітря
спричинює загибель озимих культур, фруктових де-
рев, лісонасаджень. За температури повітря —2543
руйнуються деталі машин і механізмів, погіршуєть-
ся експлуатація залізничного транспорту.
В Україні низька температура повітря відмічається
переважно у період із грудня до лютого, в окремі ро-
ки - у березні і листопаді. Найбільше число днів
припадає на січень-лютий. На значній території їх
число становить у середньому 10-15 днів за місяць,
на півдні зменшується до 6 - 9. У листопаді темпера-
тура повітря —1043 буває рідко і тільки на півночі і
сході може спостерігатися понад 3 дні. У першій по-
ловині березня ше утримується зимовий характер ат-
мосферних процесів, тому в цьому місяці може
відмічатися до 8 днів з низькою температурою
повітря, крім півдня, де їх число не перевищує 2. В
окремі роки з аномальним розвитком синоптичних
процесів температура повітря —1043 і нижче може
спостерігатись у жовтні і квітні.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
141
Число днів з низькою температурою повітря за зи-
му зменшується з північного сходу на південний
захід слідом за зміною основних кліматоутворюваль-
них факторів. Ізолінії числа днів з низькою темпера-
турою повітря спрямовані з північного заходу на
південний схід. Найхолоднішими є крайні північно-
східні райони, де число днів з температурою повітря
— І0“С і нижче досягає 45 за сезон, на Донецькій ви-
сочині — 40. В Українських Карпатах і Кримських го-
рах залежно від експозиції схилів, напряму га захи-
щеності гірських долин, число днів з низькою темпе-
ратурою повітря коливається від 35 до 50 (рис. 3.5.19).
му сході вона досягає 200 - 250 год, зменшуючись на
південь до 100 год і менше. Найрідше низька темпе-
ратура повітря буває у листопаді і навіть у морозонай-
небезпечніших районах її тривалість не перевищує 20
год, а на півдні взагалі відсутня.
Найбільша (600 - 650 год) сумарна тривалість темпе-
ратури повітря -10"С і нижче за сезон характерна для
районів крайнього північного сходу і сходу. У цент-
ральних частинах вона коливається від 400 до 600 год,
на південь і захід зменшується до 300 год на заході і
100 - 200 год на півдні. На височинах і у гірських лати-
нах триватість дешо зростає порівняно з низовинною
На заході і на Закарпатській низовині така темпера-
тура спостерігається близько 25 - 30 днів, на півдні
зменшується до 15 - 20. На узбережжях Чорного і
Азовського морів їх число не перевищує 10. На
Південному березі Криму низька температура
повітря буває не кожен рік.
В окремі роки число днів з температурою повітря
—1(УС і нижче може значно відхилятися від середніх
значень. Мінливість (середнє квадратичне відхилення)
на більшій частині території становить 10 - 15 днів,
на північному сході досягає 17, а на півдні змен-
шується до 9 днів. Число днів з температурою
повітря — 10°С і нижче різної ймовірності можна виз-
начити за номограмою (рис. 3.5.20).
Важливою характеристикою є тривалість періоду з
низькою температурою повітря, яка з місяця в місяць
кативається у широких межах. Найбільша тривалість
спостерігається у січні-лютому. На півночі і північно-
територією. На Південному березі Криму низька тем-
пература повітря може утримуватися до 50 год.
СЕРЕДНЄ ЧИСЛО ДНІВ
МОЖЛИВЕ ЧИСЛО ДНІВ
Рис. 3.5.20. Номограма для розрахунку числа днів з тем-
пературою повітря -10° С і нижче різної ймовірності (%)
рівне та вище вказаних значень. Рік.
142
Середнє квадратичне відхилення сумарної тривалості
низької температури повітря змінюється від 50 год на
півночі і північному сході до 100-200 год на півдні,
коефіцієнт варіації дорівнює 0,5 - 0,9 і тільки для
станцій, розмішених на півдні, перевищує 1,0, шо
вказує на значну просторову мінливість низької тем-
ператури.
Тривалість періоду безперервного утримання низь-
кої температури повітря коливається від декількох
годин до декількох діб. У середньому тривалість од-
ного безперервного періоду за зимовий сезон стано-
вить 20 - 40 год. У листопаді і березні низька темпе-
ратура повітря може утримуватися 5-10 год. Проте
найбільша тривалість може досягати 100 - 300 год, а на
півночі навіть 400 - 500 год. Так, у Полтаві з 22 січня
до 14 лютого 1954 р. низька температура повітря утри-
мувалась протягом 544 год.
Для виявлення просторового розповсюдження
низької температури повітря розраховано ко-
ефіцієнти кореляції між станціями, розташованими у
широтному і меридіональному напрямах. У більшості
випадків (січень-лютий) тісний кореляційний зв'язок
простежується до 400 км, причому на відстані 100 - 200
км коефіцієнт кореляції дорівнює 0,97± 0,02, зі збіль-
шенням відстані він зменшується.
Віковий хід низької температури повітря є чергу-
ванням періодів збільшення або зменшення числа
днів з температурою повітря — 10°С і нижче порівня-
но з середніми значеннями. Кінець XIX ст. характе-
ризувався холодними зимовими умовами, що спри-
чинили збільшення числа днів з такою гемперату-
рою. На початку XX ст. відбулося зменшення числа
днів з низькою температурою повітря, яке тривало
декілька років. З 20-х до початку 50-х років знову
відмічалось зниження температури. У цей період най-
нижча температура спостерігалась у лютому 1929 р.,
січні 1935, 1940, 1941 рр., коли хвилі холоду охопили
майже всю територію, і абсолютний мінімум стано-
вив -42...-37"С. У цей період відмічалось найбільше
число днів (до 50) з температурою -КУС і нижче. У
наступні роки відбувається чергування циклів з нез-
начними відхиленнями числа днів у той чи інший бік
від середніх значень. З
90-х років простежуєть-
ся тенденція до змен-
шення числа днів з
низькою температурою.
У Києві, як і на всій те-
риторії країни, з кінця
XIX ст. до початку XX
ст. число днів з низькою
температурою повітря
коливалось у межах 35 -
48 (рис. 3.5.21). Потім
почався період їх нез-
начного зменшення —
від 28 до 35 днів. Про-
тягом 1917 - 1926 рр.
відбувалося похолодан-
ня та збільшення числа
днів з температурою
Рис. 3.5.21. Десятирічні ковзні числа днів з температурою повітря -10“С і нижче.
Зима (грудень-лютий). Київ.
-10°С і нижче. У 1938 - 1947 і 1940 - 1949 рр. їх число
становило близько 50. У подальші десятиріччя число
днів з низькою температурою змінюється незначно.
За розглянутий період у Києві найменше число днів
(22) з температурою повітря — 1(УС і нижче зафіксо-
вано в 1989 - 1998 рр., і надалі зберігається тенденція
подальшого їх зменшення.
Значний інтерес представляють дані про повторю-
ваність низької температури повітря -20, -25, 30"С
і нижче. Така температура, хоч і утримується недов-
го, нерідко завдає значної шкоди сільському госпо-
дарству. Відмічається вона переважно у січні-люто-
му. Число днів з температурою —20"С і нижче у се-
редньому за зимовий сезон становить 5 - 9, у півден-
них районах зменшується до 1 - 3. Число днів з тем-
пературою повітря —30“С і нижче навіть у найморо-
зонебезпечніших районах не перевищує 1 дня.
Особливістю розподілу числа днів з температурою
повітря -25’0 і нижче є їх загальне зменшення з
півночі та північного сходу на південь і південний
захід, що пов'язано як з циркуляційними процесами,
так і зі зміною основних кліматоутворювадьни.х фак-
торів у цьому напрямі (рис. 3.5.22). Число днів з не-
безпечною температурою на території незначне і ста-
новить понад 3 дні у північних, північно-східних і
східних областях (Чернігівська. Сумська, Харківська,
Луганська). Із просуванням на південь і південний
захід їх число у південних областях зменшується у се-
редньому до одного дня за рік. На узбережжях Чор-
ного та Азовського морів така температура відміча-
ється не щорічно. На Закарпатській низовині завдя-
ки природній захищеності з півночі та північного
сходу число днів з температурою —25"С і нижче також
незначне. В Українських Карпатах і Кримських горах
число днів з небезпечною температурою збільшуєть-
ся і їх розподіл залежить від висоти місця, експозиції
схилів, напряму і захищеності гірських долин.
Ймовірність небезпечної мінімальної температури
повітря, яку можна очікувати один раз у N років, розра-
ховано за допомогою розподілу Вейбулла (табл. 3.5.14).
У цілому на території температура —25X3 і нижче бу-
ває у 85 % років, тобто вона відмічається майже
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
143
24	26
32
36
Таблиця 3.5.14
Мінімальна температура повітря (°С), можлива один раз у N років
Станція	N років			
	2	10	20	100
Чернігів	-25,3	-31,6	-33,4	-36,5
Суми	-26,5	-32,3	33,9	-36,8
Луцьк	-23,0	29 8	-31,7	-35,2
Рівне	-22,3	-29.0	-31,0	-35,0
Житомир	-24,0	-30,2	-32,0	-35,4
Київ	-22,1	-27,4	-29,0	-31,9
Львів	-20,4	-26,6	-28,4	31.6
Хмельницький	-22.4	-28,5	-30,2	-33,6
Полтава	-24.3	-29,9	•31,4	-34,2
Харків	-25,5	-31,2	32.7	-35.6
Тернопіль	-23,5	-29,0	-30,4	-32,8
Умань	-24,5	•30.5	-32,2	-35,1
Луганськ	-25,8	-33 0	-35,3	-39,8
Вінниця	23,4	-30,2	-32,1	-35,8
Івано-Франківськ	-23,5	-29,5	-31,2	-34,4
Кіровоград	-23,3	-29,0	-30,7	33,8
Дніпропетровськ	-22,1	-27,8	-29,3	-32,2
Дебальцеве	-24,8	-30,5	-32.1	-35,2
Донецьк	-23,0	-28,5	-30.0	-32,8
Ужгород	-19,1	-25,1	-26,8	-30,1
Чернівці	-21,8	-27,2	-28,6	-31,4
Селятин	-27,7	-32,1	-33,4	-36,0
Одеса	-16,2	-22,2	-24,0	-27,3
Запоріжжя	-20,8	-26,9	-28,6	31,7
Миколаїв	-19,4	-25,1	-26,7	-29,6
Херсон	-20.1	-26,4	-28.1	-31,2
Клелиніне	-20,1	-27,3	-29.3	-33,0
Сімферополь	-18,1	-23,8	-25,3	-28.0
Ай-Петрі	-18,8	-23.1	-24,3	-26.7
щорічно у тій чи іншій області, районі, населеному
пункті. Температура повітря -23*С і нижче у північно-
східних а також західних областях відмічається з 50 %-
ною ймовірністю (тобто буває майже через рік), у
південних областях - один раз у 10 років (табл. 3.5.15).
Найчастіше температура —25"С і нижче спостерігається
у січні-лютому, коли установлюється антициклонічна
погода. На крайньому північному сході та сході у січні
ймовірність такої температури становить 40 - 45 %, у
центральних районах — 20 - ЗО %. У лютому її повто-
рюваність лешо менша. У березні (1 - 2 %) і грудні (2
- З %) така температура може спостерігатися під час
вторгнення холодних повітряних мас.
Температура повітря — 30°С і нижче відмічається не
щорічно. Характер просторового розподілу цієї тем-
ператури має ті ж закономірності, шо і температури
—25“С і нижче, проте вона спостерігається значно
рідше.
Число днів з температурою -30*С і нижче навіть у
найморозонебезпечніших районах (східних і
північно-східних) не перевищує одного дня. У Лу-
ганській і Харківській областях вона спостерігається
із 25 - ЗО %-ною ймовірністю (один раз у 3 - 4 роки).
У південних областях небезпечна температура буває
з 5 %-ною ймовірністю. На решті території — один
раз у 10 років (10 %-на ймовірність).
Зниження температури повітря до —30“С і нижче
відбувається у січні-лютому (5 - 10 %-на ймовірність).
У березні температура повігря -ЗО^С і нижче спо-
стерігалась у 1928, 1929, 1942, 1964, 1987 рр.. у
листопаді - у 1895, 1907, 1930 рр. у багатьох областях.
144
Таблиця 3.5.15
Ймовірнкль (%) мінімальної температури повітря -25’С і нижче
Станція	XI	XII	і		їй	Рік
Чернігів		5,8	36.8	27,5	7.3	51,6
Суми		13,0	44 0	40,2	6,1	65,9
Луцьк		4,7	20,7	21.1	3,1	38,1
Рівне		3,9	22,4	17,7	3.9	36.1
Житомир	0,9	4,5	32,4	20.3	2,1	50,0
Київ		4.5	18,7	7,2	0.7	29,0
Львів		0.9	10,1	11.2	2.2	21,3
Хмельницький		3,5	20,5	18,4		31,7
Полтава		10,3	30,1	19,6	1.8	49.0
Харків		17,0	38,8	26,2	1,8	60.0
Тернопіль		3,7	25.4	18,9	3.7	41,9
Умань		3.2	31,6	24,0	3.2	48,2
Луганськ	1.0	15,2	44,0	37,8	8.2	56,3
Вінниця	1.2	4,9	22,9	26,5		42,3
Івано-Франківськ		3,9	30,0	25,2	6,4	42,7
Кіровоград		4,2	27,6	13.1	0,8	40.1
Дніпропетровськ		5,8	18,5	13.3	0.9	33.2
Дебальцеве		6,9	33,2	27.8	1.2	55,6
Донецьк		8,0	28.3	15,9	1.4	39,5
Ужгород		2,9	4.5	4,5		12.7
Чернівці		3.4	22,8	8,8	0.8	28.9
Селятин		34.7	74,8	51,2	20.5	93,7
Одеса			2,9	1,8		5.2
Запоріжжя		1,1	11,3	7.8	1.2	18,0
Миколаїв		0.8	8,2	5.0		12,7
Херсон		1,0	6.6	9.4		16,9
Клелиніне		1,2	11.1	11,1		20.4
Сімферополь			0.9	2,1		3,5
Ай-Петрі			0.8	2,0		3.3
Львівської, Чернівець- кої областей). Число	Таблиця 3.5.16 Ймовірність (%) мінімальної тем- ператури повітря -35“С і нижче			
днів з низькою темпе- ратурою повітря понад 40, їх сумарна трива- лість перевищує 550 год. Тут ймовірність температури повітря —30"С і нижче дорівнює 20 - 25 %, а температу- ра —35"С і нижче відмі- чається з 5 %-ною ймо- вірністю. Другий район займає найбільшу площу. До нього входять Волинсь- ка. Рівненська, Жито- мирська. Київська, Тер- нопільська, Хмельниць- ка, Вінницька, Черкась-	Станція	1	II	Рік
	Чернігів	1.1		1.1
	Суми	2.2		2,2
	Ковель	1.6		1.6
	Рівне	1.6		1.6
	Житомир	0.9	0.9	2.1
	Миронівка		1.5	1.5
	Харків	0.7	0.7	1.8
	Умань		0,8	0.8
	Луганськ	1.8	1.8	4,2
	Вінниця	1.3	1.3	1,4
	Кіровоград	0,8		0,8
	Синельникове	1.0		1.0
	Дебальцеве	1.2		1.2
	Селятин	4,0		4,0
ка а також рівнинні				
а в грудні — у 1969 р. на окремих станціях.
Особливий інтерес представляє інформація про
мінімальну температуру -35X3 і нижче, яка не
дивлячись на її незначну тривалість, спричиним:
великі збитки. Ця температура формується під час
потужного затоку холоду у північні, північно-східні
та східні області. Тут вона відмічається з І - 2 %-ною
ймовірністю, а в Сумській і Луганській областях - з
5 %-ною, така ж частота і в Українських Карпатах.
На півдні особливо небезпечна температура не
зафіксована. У Криму температуру повітря -35X2 і
нижче зафіксовано лише у гірських та передгірних
районах у січні 1940 р. (Нижньогірськ, Білогірськ).
Особливо небезпечна температура спостерігалась у
найсуворіші зими (лютий 1929 р., січень 1935, 1940,
1950, 1954, 1963, 1985, 1987 рр.). У ні роки хвилі хо-
лоду охопили майже всю територію. Ймовірність
мінімальної температури — 35X2 і нижче за окремі
місяці наведено в табл. 3.5.16.
Внаслідок виконаного дослідження проведено
районування території з урахуванням повторюва-
ності та ймовірності небезпечної температури
повітря. Межі виділених районів підтверджуються
інтегральними кривими ймовірностей мінімальної
температури (рис. 3.5.23).
До першого району відносять найхолоднішу частину
території — східні, північно-східні області (Луганська,
Харківська, Сумська, Чернігівська) і гірські райони Ук-
раїнських Карпат ("Закарпатської, Івано-Франківської,
регіони: Львівської, Івано-Франківської, Закарпатсь-
кої, Чернівецької і Полтавська, Кіровоградська,
Дніпропетровська, Донецька області, де число днів з
низькою температурою становить ЗО - 40, а тривалість
450 - 550 год. Температура -30X2 і нижче відмічаєть-
ся з 5 - 10 %-ною ймовірністю, а особливо небезпеч-
на температура (-35X2 і нижче) - всього з І - 2 %-
пою ймовірністю.
До третього району входять південні області
(Одеська, Миколаївська, Херсонська, Запорізька) та
Автономна Республіка Крим. Число днів з низькою
температурою повітря становить 20 - ЗО. тривалість
300 - 450 год. Температура — 25X2 спостерігається у 20
- 30 % років, а температура -ЗО'С і нижче відмічаєть-
ся з 1 - 2 %-ною ймовірністю.
1 - східні, північно-східні області,
2 - західні, північно-західні,
центральні області,
З - південні області.
Рис. 3.5.23. Абсолютний мінімум температури повітря
(°С) різної ймовірності (%) рівний та вищий вказаних
значень в окремих районах.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
145
3.5.1.7.	Заморозок
Заморозок - короткочасне зниження температури
повітря чи поверхні грунту до ОС і нижче на фоні
сталої позитивної температури. Заморозок утво-
рюється у нічні або ранкові години за ясної тихої по-
годи, коли створюються умови для інтенсивного
радіаційного вихолоджування земної поверхні та
приземного шару повітря. Зниження температури до
від'ємних значень також можливе і в інший час доби
внаслідок загального похолодання.
За походженням заморозки поділяють на адвек-
тивні, радіаційні та адвективно-радіанійні. Адвск-"
тивні заморозки виникають під час вторгнення хо-
лодних повітряних мас з температурою повітря (УС і
нижче. Вони розповсюджуються на велику плошу і
можуть спостерігатися у будь-яку годину доби.
Радіаційні заморозки утворюються за виносно
низької добової температури повітря внаслідок
інтенсивного радіаційного вихолоджування підстиль-
ної поверхні та прилеглого до неї шару повітря. Ці
заморозки мають локальний характер і спостеріга-
ються у нічні та ранкові години.
Адвективно-радіанійні заморозки зумовлені
взаємодією адвективного та радіаційного чинників.
Температура повітря, шо надходить, може бути пози-
тивною, але наступне радіаційне вихолоджування
створює умови для її зниження до (УС і нижче. Заз-
вичай вони охоплюють значну територію у вигляді
смуг або плям. Адвективні та адвективно-радіаційні
заморозки триваліші, ніж радіаційні.
В Україні умови виникнення заморозків (велике
ефективне випромінювання, слабкий вітер) створю-
ються внаслідок адвекції холодного повітря у тиловій
частині циклонів, в антициклонах і виступах, сфор-
мованих у масах арктичного повітря. Заморозки ут-
ворюються також у малоградієнтних областях підви-
щеного тиску та у відрогах, які розповсюджуються із
заходу або сходу за тихої малохмарної погоди, що
сприяє значному радіаційному вихолоджуванню по-
верхні ґрунту.
Більшість (до 58 %) заморозків утворюються під
впливом радіаційного вихолоджування земної по-
верхні. Найчастіше їх розподіл не суцільний, а мас
локальний вигляд. Порівняно велику площу (22 %)
охоплюють адвективно-радіаційні заморозки. Адвек-
тивні заморозки становлять лише 20 % і відмічають-
ся в основному у північній або західній частинах
країни |17|.
На розподіл га інтенсивність заморозків, крім зо-
нальних закономірностей і синоптичних процесів, зна-
чно впливає характер підстильної поверхні. Нерідко
вирішальне значення мають місцеві умови (форми
рельєфу, близькість великих водойм, міст, фізичні вла-
стивості грунту), залежно від яких початок і закінчен-
ня заморозків може значно відрізнятися у близько
розташованих пунктах. Добре провітрювані верхні ча-
стини схилів, далини великих річок менш морозоне-
безпечні, ніж захищені глибокі долини, сирі низови-
ни, осушені заплави (болота), галявини. Зниження ін-
тенсивності та частоти заморозків відмічається також
поблизу штучних ставків і водосховищ. Смуга впливу
великих водосховищ може досягати 1,5 - 2,0 км |31|.
Весною найраніше заморозки припиняються на
Південному березі Криму та Керченському півост-
рові (рис. 3.5.24). Тут уже з кінця березня температу-
ра повітря рідко знижується до 0“С і нижче. На
півдні, у долині р. Дніпро і на Закарпатській низо-
вині заморозки припиняються у середньому в другій
декаді квітня, на більшій частині території — у третій
декаді квітня. На височинах заморозки закінчуються
на 5 - Ю днів пізніше порівняно з рівниною. Наймо-
розонебезпечнішими на рівнині є крайні північні
райони Чернігівської, Сумської. Київської, Житомир-
ської областей, де середня дата весняного заморозка
припадає на перші числа травня. Строки закінчення
весняних заморозків між північними та південними
районами коливаються у межах одного місяця.
Амплітуда коливання дат в окремі роки може ста-
новити ЗО - 60 днів як у сторону раннього, так і у
сторону пізнього закінчення заморозків. Середнє
квадратичне відхилення закінчення заморозків ста-
новить 10 - 15 днів.
Особливо небезпечними є пізні заморозки навесні,
за яких температура приземного шару повітря зни-
жується до критичної, і рослини частково пошкод-
жуються або повністю гинуть. Небезпечні заморозки
в основному мають адвективно-радіаційний харак-
тер. Зазвичай, їм передує стала рання тепла погода,
за якої дуже рано розпочинається вегетація рослин.
Такі умови спостерігалися у травні 1999 р., коли
вторгнення холодного повітря з північних районів
Європи спричинило зниження температури повітря
до від'ємних значень (-4...-І’С) на переважній час-
тині України, а в окремих місцях навіть до -6"С, шо
завдало значних збитків сільському господарству.
Слід зазначити, шо інтенсивність весняних замо-
розків у травні особливо посилилась в останні роки
(1999 - 2001 рр.)
Припинення заморозків значною мірою залежить
від погодних особливостей весни. Під час холодної за-
тяжної весни у північних районах найпізніші замороз-
ки відмічались у кінці травня (1952, 1959, 1980 рр.), а
в окремих місцях (низовинах, улоговинах, лісових
галявинах), де застоюється холодне повгіря, - навіть
у червні (1916, 1950 рр.). В умовах теплої весни за-
морозки повсюди закінчуються у третій декаді берез-
ня (1951, 1966, 1968, 1975 рр ).
Ступінь небезпеки заморозків залежить від їх
інтенсивності. Весною найбільш характерні замороз-
ки інтенсивністю у середньому до —2®С. У першій же
декаді квітня значну повторюваність (до 50 %) мають
заморозки інтенсивністю до —5°С. У третій декаді
квітня такі заморозки бувають рідко (не більше 5 %),
а на півдні та південному заході вони взагалі відсутні.
У травні інтенсивність заморозків не перевищує
-І’С. Разом з тим бувають роки (1999 р.), коли у
морозонебезпечних місцях вона досягає —6"С.
На інтенсивність заморозків помітно впливають міс-
цеві умови. Для характеристики морозонебезпечно-
сті тих пунктів, де спостереження не проводяться, не-
обхідно використовувати дані станцій, розмішених в
аналогічних умовах. Морозонебезпечність осушених
146
земель (болот, заплав) визначається за даними мете-
орологічних станцій на суходолі, розташованих на
відстані 20 - 25 км, до яких додаються мікрокліма-
тичні поправки (табл. 3.5.17).
Восени зниження температури повітря до (УС і
нижче найраніше (кінець вересня) починається у до-
линах Українських Карпат. На півночі та центрі
країни заморозки бувають на початку жовтня, за ви-
нятком районів, прилеглих до Дніпра, де вони спос-
терігаються на 5 - 10 днів пізніше. На півдні замо-
розки відмічаються у другій декаді жовтня. На узбе-
режжях морів вони виникають наприкінці жовтня -
на початку листопада, на Південному березі Криму
— не раніше середини листопада. Строки появи осін-
нього заморозку з півночі на південь коливаються у
межах місяця та більше. Мінливість першого заморозку
Таблиця 3.5.17
Середні мікрокліматичні поправки для характеристики
морозонебезпечності осушених болот (заплав)
(заО.В.Шахновичем) [228]
Природна зона	Мікрокліматичні поправки, дні		
	весняний за- морозок за- кінчується	осінній замо- розок настає	тривалість безморозно- го періоду
	пізніше на	раніше на	менше на
Полісся (болото Чемерне)	14	18	32
Лісостеп (осушені ділянки заплави р.Трубіж)	8	16	24
в середньому становить 10-14 днів, на узбережжі Чор-
ного моря вона збільшується до 17 - 20 днів.
Найнебезпсчнішими є ранні осінні заморозки. Во-
ни можуть призвести до загибелі сільськогосподарсь-
ких культур, плодово-ягідної продукції. Під час ран-
нього настання холодної погоди на сході можливі за-
морозки навіть у кінці серпня (1900, 1966 рр ), коли
створюються умови для нічного радіаційного вихо-
лоджування. На більшій частині території перші за-
морозки відмічаються у другій декаді вересня. На
півдні вони можуть починатися у перших числах
жовтня, а на узбережжі морів - ще пізніше (середи-
на жовтня). Строки настання найбільш ранніх замо-
розків відрізняються від середніх дат на півночі до 20
днів, на півдні - 25-30 днів.
В умовах теплої осені заморозки можуть виникну-
ти тільки на початку листопада (1909, 1938, 1960,
1967, 1974 рр.). Восени інтенсивність перших замо-
розків у повітрі не перевищує — 1*С. У третій декаді
вересня температура повітря може знижуватися до
-3°С, на сході — до —5“С. У жовтні повторюваність
заморозків інтенсивністю -5*С збільшується до 30 -
40 %, а на півночі - до 50 % і більше.
Заслуговує на увагу тривалість заморозків протягом
доби. Тривалість радіаційних заморозків у середньо-
му в квітні та жовтні становить 4-8 год. На Закар-
патській низовині заморозок у середньому триває 4 -
5 год, а в південно-східних районах - 6 - 8 год.
У травні та вересні тривалість заморозків на більшій
частині території рідко перевищує 5 год, за винятком
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
147
гірських долин, де вона досягає 7-9 год. Адвектив-
но-радіаційні заморозки тривають дешо довше (6 - 10
год), а в південно-східних районах — 8 - 10 год.
Важливою характеристикою морозонебезпечності
є тривалість безморозного періоду (період між се-
редніми датами останнього заморозку навесні та пер-
шого заморозку восени). Найкоротший (до 160 днів)
безморозний період характерний для крайніх
північних, північно-західних і північно-східних
районів, а також Українських Карпат і Кримських
гір. В окремих долинах, особливо гірських, він змен-
шується ще на ЗО - 40 днів. На більшій частині
країни його тривалість коливається від 160 до 180
днів. З просуванням на південь безморозний період
поступово збільшується до 200 - 220 днів на узбереж-
жях морів, на Південному березі Криму безморозний
період досягає 220 - 250 днів (рис. 3.5.25).
У містах безморозний період на 10 - 15 днів три-
валіший, ніж на околицях та у передмісті. Навесні
заморозки тут закінчуються на 5 - 7 днів раніше, а
починаються восени на 7-10 днів пі зніше.
Поправки на зміну строків настання заморозків і
тривалості безморозного періоду залежно від місце-
вих умов наведено у табл. 3.5.18.
В окремі роки залежно від строків настання та
припинення заморозків тривалість безморозного пері-
оду може коливатися порівняно із середніми значен-
нями у межах 1 - 2 місяців. Середнє квадратичне від-
хилення тривалості безморозного періоду становить
14 - 24 дні. На незначну мінливість безморозного
Таблиця 3.5.18
Зміна строків настання заморозків і тривалості (дні)
безморозного періоду залежно від місцерозташування
порівняно з відкритим рівним місцем (за І.А.Гольцберг)
Місцерозташування	Весняний заморозок	припиня- ється	Осінній за-	II	Тривалість безмороз- ного пе- ріоду	
	рані- ше на	пізні- ше на	рані- ше на	пізні- ше на	1’	І я X
Вершини і верхні частини схилів	10			10		20
Долини у горбистій місце- вості		5	10		15	
Долини у горах		12	13		25	
Котловини і замкнуті доли- ни у горах		18	22		40	
Гірські плато		5	10		15	
Сирі низини		11	14		25	
Г алявини		11	14		25	
Узбережжя морів	8			12		20
Долини великих річок	5			10		15
Міста	5			10		15
періоду вказує коефіцієнт варіації, який не переви-
щує 0,2. В аномально холодні роки на півночі (1916,
1942 рр.) тривалість безморозного періоду становила
ПО - 130. на півдні (1912, 1931, 1948 рр.) - 140 - 170
148
днів. В аномально теплі роки (1938, 1950. 1960. 1961,
1966, 1968) вона досягала 200 - 270 днів.
Між заморозками у повітрі та на поверхні грунту
існує зв'язок, який залежить від рельєфу та інших
особливостей місцевості. Заморозки на поверхні
фунту та в прилеглих до нього шарах повітря (на ви-
соті 2 см від поверхні грунту) навесні спостерігають-
ся пізніше, а восени раніше, ніж у повітрі.
У весняний сезон для станцій, розташованих на
відкритій рівнині, коефіцієнт кореляції температури
0"С і нижче (повітря - фунт) становить 0,69 ±0,04.
Різниця у строках настання останнього заморозку у
повітрі та на грунті становить у середньому 12 днів.
Для захищених станцій зв'язок ше тісніший, ко-
ефіцієнт кореляції становить 0,88 ±0,02, а різниця у
строках настання заморозку у повітрі та на грунті
скорочується до 3 днів. Восени характер залежності
аналогічний, але поява заморозків у повітрі та на по-
верхні фунту також не співпадає.
За ступенем морозонебезпечності в Україні виділе-
но п'ять районів.
Перший район охоплює високогірну частину Ук-
раїнських Карпат і Кримських гір. Він характери-
зується частими, інтенсивними і фивалими замороз-
ками. Середня дата останнього весняного заморозку
26 квітня - 2 травня, першого осіннього - 26 верес-
ня - І жовтня. Безморозний період триває менше
160 днів. Повторюваність заморозків після 1 травня
досягає 40 - 50 %.
До другого району належать Волинська, Подільська,
Приазовська височини, південно-західні схили Ук-
раїнських Карпат, Лівобережжя за винятком Запорізь-
кої та Дніпропетровської областей і північно-західні
схили Кримських гір. Середня дата останнього весня-
ного заморозку тут відмічається 21-26 квітня, першо-
го осіннього заморозку — І - 11 жовтня. Безморозний
період триває 160 - 170 днів. Повторюваність замо-
розків після 1 травня дорівнює 30 - 45 %.
Південна межа третього району проходить через За-
тишшя - Миколаїв - Каховку, південні схили Приа-
зовської та Донецької височин. До цього району вхо-
дить і степова частина Криму та Закарпатська низови-
на. Середня дата останнього заморозку припадає на 16
- 21 квітня, а першого осіннього заморозку — на 11 -
16 жовтня. Безморозний період триває 170 - 180 днів.
Повторюваність заморозків після 1 травня становить
15 - ЗО %. а після 15 травня - не перевищує 5 %.
Четвертий район займає вузьку смугу на крайньо-
му півдні, шо знаходиться на узбережжі Чорного мо-
ря поблизу Каркінітської затоки та південно-
східніше Генічеська на узбережжі Азовського моря.
Середня лата останнього заморозку відмічається 11 -
16 квітня, першого осіннього — 16 - 21 жовтня. Без-
морозний період фиває 180 - 190 днів. Повторю-
ваність заморозку після 1 травня становить 5 - 15 %.
П’ятий район (з найменш вірогідними заморозка-
ми) включає прибережну смугу Чорного та західну
частину узбережжя Азовського моря, а також Керчен-
ський півострів. Середня дата останнього заморозку
26 березня - 11 квітня, першого осіннього заморозку
21 жовтня - 10 листопада. Тривалість безморозного
періоду становить понад 200 днів. Після 1 травня за-
морозки бувають один раз у 20 років.
Існує низка методів боротьби із заморозками,
спрямованих на попередження утворення заморозку
або на послабшання його небезпечного впливу. Як
активний метод боротьби із заморозками застосову-
ють задимлення, зрошування, посилення повітряної
циркуляції, а для збереження досить цінних культур
— і обігрівання. Широко використовуються також
всілякі засоби захисту земної поверхні від інтенсив-
ного випромінювання: парникові рами, штучні
плівки, солом'яні та інші мати, мульчування по-
верхні або покриття її гноєм.
Для послабшання процесу накопичення холодного
повітря у приземному шарі повітря можна застосовува-
ти терасування, проводити посадку лісових та плодових
насаджень на схилах долин і балок, розчищення дна
латин від рослинності для посилення стоку вздовж
схилів і виходу холодного повітря з долини на рівнину.
Для проведення своєчасних захисних заходів важ-
ливу роль відіграє завчасне попередження зацікавле-
них організацій про очікуваний заморозок, у якому
повинна бути вказана територія, де поява заморозку
най вірогідніша, а також передбачувана його інтен-
сивність і тривалість.
3.5.1.8.	Особливості розподілу температури
повітря у горах
Температура повітря у горах формується внаслідок
складної взаємодії синоптичних процесів і орографії.
В Українських Карпатах і Кримських горах рельєф є
важливим фактором, що визначає особливості роз-
поділу температури повїфя. До основних елементів
рельєфу відносяться: висота місця над рівнем моря,
експозиція схилів, напрям хребтів, захищеність місце-
вості тошо. їх вплив виявляється не однозначно.
Зі збільшенням висоти місця над рівнем моря,
внаслідок значної втрати тепла шляхом випроміню-
вання та постійного надходження холодного повітря
з вільної атмосфери а також адіабатичних процесів,
температура повітря знижується. В Українських Кар-
патах на північно-східних схилах на висоті 294 м
(Стрий) середня температура повітря за рік стано-
вить 8,04.', на висоті 593 м (Славськс) 5,4’С, на ви-
соті 1429 м (Пожежевська) вона вже знижується до
2,7''С. На південно-західних схилах на висоті 115 м
(Ужгород) середня температура повіфя за рік стано-
вить 9,7’С, на висоті 453 м (Нижні Ворота) 6,6*С, на
висоті 1330 м (Плай) 2,6'*С. Аналогічна картина спос-
терігається у Криму: на висоті 66 м (Ялта) середня
температура повітря за рік становить 12,942, а на ви-
соті 1180 м (Ай-Псфі) знижується до 5,7"С.
Експозиція схилів також впливає на розподіл тем-
ператури. Південно-західні схили Українських Кар-
пат отримують більше тепла, ніж північно-східні.
Особливо не відчувається у зимовий сезон до висоти
1000 м. У січні середня температура повіфя на
північно-східних схилах зазвичай на 1“С нижча, ніж
на південно-західних. На температурний режим
впливає і напрям гірських хребтів. Українські Карпа-
ти простягаються з північного заходу на південний
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
149
схід, тому південно-західні схили і
Закарпатська низовина захищені від
холодних північних і північно-схід-
них вітрів, водночас у ці райони по-
ширюються теплі потоки повітря з
південною складовою. Це спричи-
нює тут вишу температуру повітря
порівняно з Передкарпаттям.
У гірських долинах у літні дні
відбувається інтенсивне нагрівання
поверхні грунту, вночі ж у них зас-
тоюється холодне повітря, що стікає
з гір. Тому гірські долини характери-
зуються найнижчою температурою
повітря вночі і високою вдень. Схи-
ли у температурному відношенні зай-
мають проміжне положення між
гірськими вершинами і долинами.
Чинники, шо визначають характер розподілу тем-
ператури повітря, неоднаково впливають на форму-
вання температурного режиму кожного схилу.
Коливання температури повітря в усі місяці року
більші на південно-західних схилах Українських
Карпат, ніж на північно-східних (табл. 3.5.19).
Найбільші відмінності середньої температури повітря
між підніжжям і вершиною відмічаються на схилах
обох напрямів у теплий період. Водночас збільшуєть-
ся контраст між добре прогрітими передгірними
районами і високогірними, що отримують значно
менше тепла. У липні на північно-східних, а також
на південно-західних схилах ця різниця за абсолют-
ним значенням майже однакова і дорівнює
відповідно 7,5 і 8,8*С. Найменші відмінності се-
редньої температури повітря характерні для холодно-
го періоду, що пояснюється одноріднішим роз-
поділом температури повітря з висотою. Проте на
південно-західних схилах у січні вони все-таки
більші (3,5®С), ніж на північно-східних (1,5*С).
У Кримських горах контрасти середньої темпера-
тури повітря також більші на південному макросхилі
порівняно з північним. Протягом року значення
різниці температури повітря між підніжжям і верши-
ною змінюються у межах 2 - 3“С. На північному
схилі вони коливаються від 2,4°С у січні до 4,743 у
червні, а на південному схилі — від 5,9°С у січні до
8,3*С у липні-серпні.
Аналогічна картина відмічається і у розподілі мак-
симальної га мінімальної температури повітря, тобто
більші контрасти спостерігаються на південних схи-
лах, ніж на північних як в Українських Карпатах, так
і у Кримських горах.
Найбільша різниця характерна для максимальної
температури повітря, найменша — для мінімальної,
тобто на гірському масиві максимальній температурі
повітря властиві більші коливання, ніж мінімальній.
Між окремими елементами рельєфу та температу-
рою повітря у горах є певна залежність |17). Най-
тісніший зв'язок існує між середньою температурою
повітря та основним морфометричним показником
— абсолютною висотою місця (табл. 3.5.20).
Наведені значення коефіцієнтів кореляції свідчать
Таблиця 3.5.19
Різниця середньої темпера тур** повітря (°С) за даними станцій, розташованих біля
підніжжя та на вершині гір
Схил	Різниця висоти,м	1 		II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII
Українські Карпати													
Північно-східний (Чер нівці-Пожежевська)	1187	1.5	3,0	4,9	70	7,3	7,6	7,5	6,6	6,1	4.4	3.8	2.9
Південно-західний (Ужгород-Плай)	1215	3.5	5.6	7.3	9,0	8,0	9.1	8.8	8.1	7.7	6,8	6,2	4,6
Кримські гори													
Північні (Білопрськ- Карабі-Яйла)	801	2.4	2.9	3,3	4,1	4.4	4,7	4 7	4,3	3,6	3,0	2.7	3.2
Південні (Ялта - Ай-Петрі)	1114	7,5	7.3	6,6	5.9	6,1	7,3	8,1	8.3	8.1	7,1	6.9	7,8
про наявність тісного зв’язку між температурою
повітря і висотою місцевості. Отже, на північно-
східних схилах коефіцієнт кореляції коливається від
— 0,72 ±0,07 зимою до — 0,95 ±0,01 літом. Для
південно-західних схилів залежність дещо вища у зи-
мові місяці: коефіцієнт кореляції змінюється від -
0,89 ±0,04 до - 0,93 ±0.03, у літні місяці коефіцієнт
кореляції дорівнює — 0,96 ±0,02. Від'ємний знак ко-
ефіцієнтів кореляції вказує, шо зі збільшенням висо-
ти місцевості температура повітря знижується.
Зв'язок середньої температури повітря із середнім
кутом нахилу також значний, особливо на північно-
східних схилах, де кофіцієнт кореляції дорівнює
-0,89 ±0,07, 0,96 ±0,03. На південно-західних схилах
він слабший. Відмічається зменшення тісноти зв’яз-
ку між температурою повітря і вертикальним розчле-
нуванням на південно-західних схилах. Слабкий
зв'язок також з горизонтальним розчленуванням на
північно-східних схилах.
Комплексний вплив усіх елементів рельєфу на
температурний режим в Українських Карпатах оці-
нюється коефіцієнтом множинної кореляції. На пів-
нічно-східних схилах він становить 0,95, а на півден-
но-західних досягає 1,00. Аналітичним вираженням
Таблиця 3.5.20
Оцінка тісноти зв'язку (г) між температурою повітря та
абсолютною висотою в Українських Карпатах
Місяць	Пог	
	Північно-східний схил	Південно-західний схил
1	-0,7210,07	-0,8910,04
II	-0,8010,05	-0.91Ю.ОЗ
III	-0,92±0,02	-0,9510,02
IV	-0.95±0,01	-0.97Ю.01
V	-0,9510,01	-0,9510,02
VI	-0,9510,01	-0,9610,02
VII	-0,9410.02	-0,9610.02
VIII	-0,9210,02	-0,9610,02
IX	-0,9010,03	-0,9510,02
X	-0,8310,05	-0,9610,02
XI	-0,8510,04	-0,9510,02
XII	-0.72Ю.07	•0,9310,03
150
іалежності розподілу температури повітря від висоти
місцевості € рівняння регресії. За ДОПОМОГОЮ ЦИХ
рівнянь було розраховано середню місячну темпера-
туру повітря. Порівняння розрахункової температури
з фактичною показало, шо різниця між ними знахо-
диться у допустимих межах. Аналогічні розрахунки
було проведено для середнього максимуму і середнь-
ого мінімуму температури повітря [17].
Кореляційний та рсгресійний аналіз дозволив роз-
рахувати вертикальний градієнт температури повітря
для висотних зон північно-східних та південно-
західних схилів, то дало можливість визначити зна-
чення градієнту га його зміну в різних висотних зонах.
Протягом року зміна температури повітря з висо-
тою не однакова. Вертикальний градієнт температу-
ри повітря дешо нижчий на північно-східних схилах,
ніж на південно-західних. У холодний період року
він менший, ніж у літній, тому що охолоджене вна-
слідок випромінювання снігового покриву повітря
стікає по схилу і застоюється у долинах. Найменші
значення вертикального градієнта (0,3 - 0,4"С/100 м)
спостерігаються у зимові місяці на північно-
східних схилах. На південно-західних схилах у цей
час вони дещо вищі (0,4 - 0,5°С/100 м).
У теплий період року значення вертикального
градієнта температури повітря збільшується на пів-
нічно-східних схилах до 0,6“С/І0О м, на південно-
західних до 0,7 - 0,8“С/100 м. Літом вертикальний
градієнт здебільшого позитивний. Збільшення вер-
тиказьного градієнта температури повітря у цей се-
зон відбувається завдяки збільшенню контрастів тем-
ператури повітря між підніжжям та вершинами гір.
У Криму хід вертикального градієнта температу-
ри повітря в основному зумовлений впливом моря.
Весною температура повітря на узбережжі ще
низька і різниця порівняно з температурою у горах
незначна. Наприкінці літа та восени море
"обігріває" прибережні райони і контраст темпера-
тури зростає.
Значення вертикального градієнта на північних
і південних схилах у Кримських горах відрізня-
ються більше ніж в Українських Карпатах. На
північних схилах вертикальний градієнт темпера-
тури повітря менший в усі місяці року, ніж на
південних, особливо у холодний період, внаслідок
процесів вихолодження підстильної поверхні. На
південних схилах найбільші значення вертикаль-
ного градієнта температури повітря відмічаються у
грудні-лютому і липні-серпні. Збільшення граді-
єнта на південних схилах Кримських гір зимою
зумовлено великим контрастом температури по-
верхні Чорного моря і охолоджених гір 117].
В окремі роки, особливо зимою, на відкритих
вершинах і схилах стікання холодного повітря іно-
ді буває досить значним, тому температура повітря
на вершинах виша, ніж на схилах та у долинах,
тобто вертикальний градієнт стає від’ємним. Це
пов’язано з потужними інверсіями температури
повітря.
Для побудови карг розподілу температури повітря
у горах розраховано положення ізотерм на висотах
(табл. 3.5.21). На північно-східних схилах Українських
Карпат до висоти 600 - 700 м ізотерми розмішуються
нижче, ніж на південно-західних, а в літні місяці вони
піднімаються до 800 м (табл. 3.5.22). Више 800 м ізо-
терми на північно-східних та південно-західних схи-
лах знаходяться на однаковій висоті, тобто відбуваєть-
ся вирівнювання температури повітря на схилах обох
напрямів внаслідок надходження холодного повітря з
вільної атмосфери. В Українських Карпатах ізотерми
розмішуються нижче, ніж у Кримських горах.
Ізотерма 0"С умовно розподіляє рік на холодний і
теплий періоди. На північно-східних схилах Ук-
раїнських Карпат у березні вона проходить на висоті
650 м, на південно-західних розміщена майже на
такій же висоті (700 м). У квітні нульова ізотерма
піднімається на північно-східних схилах до 1560 м, а
на південно-західних знаходиться нижче майже на
200 м. Це пояснюється також феновим ефектом. У
листопаді нульова ізотерма розмішується майже на
одній і тій же висоті як на північно-східних, так і на
південно-західних схилах.
Таблиця 3.5.21
Середня місячна температура повітря (°С) для різної висоти в
Українських Карпатах
Висо* та, м	1	II	III	IV	*	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII
ПІВНІЧНО-СХІДНИЙ схил												
100	-4.1	-2.4	2.1	8,8	14,6	17,6	19,5	18,7	14,2	8,8	3,3	-1.4
200	-4,3	-2.8	1.7	8.2	14,0	17.0	18,9	18,1	13,7	8.4	2,9	-1,7
300	-4,6	-3,2	1,3	7,6	13.4	16,4	18,3	17,5	13.2	8,0	2.5	-2.0
400	•4.9	-3,6	0,9	7,0	12,8	15,8	17,7	16,9	12,7	7,6	2,1	-2.3
500	-5,2	-4.0	0.5	6,4	12,2	15,2	17,1	16,3	12,2	7.2	1.7	-2,6
600	-5,5	-4,4	0,1	5.8	11 6	14.6	16,5	15,7	11.7	6.8	1.3 |-2,9	
700	-5.8	-4,8	-0.3	5,2	11.0	14,0	15,9	15,1	11,2	6,4	0,9	3.2
800	-6.1	-5.2	-0.7	4,6	10.4	13,4	15,3	14,5	10,7	6.0	0,5	-3,5
900	-6,4	-5,6	-1,1	4.0	9.8	12,8	14,7	13,9	10,2	5.6	0.1	-3,8
1000	-6.7	-6.0	-1,5	3.4	9.2	12,2	14,1	13,3	9,7	5,2	0.3	-4.1
1100	-7,0	-6,4	-1.9	2,8	8,6	11,6	13,5	12.7	9.2	4,8	-0.7	-4.4
1200	-7,3	-6,8	-2.3	2,2	8,0	11,0	12,9	12,1	8.7	4.4	-1.1	-4,7
1300	-7,6	-7,2	-2.7	1.6	7.4	10,4	12,3	11,5	8,2	4.0	•1.5	•5,0
1400	-7.9	-7,6	-3,1	1.0	6.8	9,8	11,7	10.9	7.7	3,6	-1,9	-5,3
1500	-8.2	-8,0	-3.5	0.4	6,2	9.2	11,1	10,3	7,2	3.2	-2.3	-5.6
2000	-9.7	-10.0	-5.5	•2,6	3,2	6,2	8,1	7.3	4,7	-1,2	-4.3	-7.1
У	0,3	0.4	0.4	0.6	0.6	0.6	0,6	0.6	0.5	0.4	0.4	0,3
Південно-західний схил												
100	-3,4	-1.8	4,2	10,2	15,6	18.1	20,2	19,4	15,4	10,1	4.2	-0.6
200	-3,8	-2.3	3,5	9.4	14,8	17,4	19,5	18.7	14.7	9,5	3.7	-1,0
300	-4,2	-2,8	2,8	8.6	14,0	16,7	18,8	18,0	14,0	8.9	3.2	-1,4
400	-4,6	-3,3	2,1	7,8	13,2	16.0	18.1	17.3	13,3	8,3	2,7	•1.8
500	-5,0	-3,8	1.4	7.0	12,4	15,3	17,4	16.6	12,6	7,7	2,2	-2,2
600	-5.4	-4,3	0,7	6.2	11.6	14,6	16.7	15,9	11.9	7,1	1,7	-2.6
700	-5.8	-4.8	0,0	5.4	10,8	13,9	16,0	15,2	11.2	6.5	1,2	-3.0
800	-6.2	-5.3	-0.7	4.6	10,0	13,2	15,3	14,5	10,5	5.9	0.7	-3,4
900	-6,6	-5.8	-1.4	3.8	9,2	12,5	14,6	13,8	9.8	5.3	0.2	-3.8
1000	-7.0	-6,3	-2.1	3.0	8.4	11.8	13,9	13,1	9,1	4,7	-0,3	-4,2
1100	-7,4	-6.8	-2.8	2,2	7,6	11,1	13.2	12.4	8.4	4,1	-0,8	-4,6
1200	-7,8	-7,3	-3.5	1.4	6.8	10,4	12.5	11.7	7,6	3,5	-1.3	•5.0
1300	-8.2	-7.8	-4,2	0.6	6.0	9.7	11.8	11,0	6,9	2,9	-1.8	-5.4
1400	-8.6	8.3	-4.9	-0.2	5.2	9.0	11.1	10,3	6.2	2.3	-2.3	-5,8
1500	-9,0	-8.8	-5,6	-1.0	4,4	8,3	10,4	9,6	5,5	1,7	-2.8	-6 2
2000	-11,0	-11,3	-9,1	•5,0	-0.4	4.8	6.9	6,1	2.1	-1.3	-5,3	-8,2
У	0.4	0.5	0.7	0,8	0,8	0,7	0.7	0,7	0.7	0.6	0.5	0.4
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
151
Таблиця 3.5.22
Висота (м) ізотерм середньої місячної температури повітря на окремих
схилах Українських Карпат
Ізотерма, С	1	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII
ПІВНІЧНО-СХІДНИЙ схил												
-8	1430	1510										
-6	760	1010										1630
-5	430	760	1895									1290
-4	90	510	1645								1935	960
-2			1145	1890							1435	290
0			645	1560							935	
2			145	1230						1810	435	
4				890	1860					1310		
5				730	1690				1940	1060		
6				560	1530	2030			1740	810		
8				230	1190	1690	2010	1880	1340	310		
10					860	1360	1680	1540	940			
12					530	1030	1340	1210	540			
14					190	690	1010	880	140			
15						530	840	710				
16						360	680	540				
18							340	210				
Південно-західний схил												
-10	1750	1750										
-8	1250	1350	1850									1950
-6	750	950	1560									1450
-5	500	750	1420	2000							1950	1200
-4	250	550	1275	1870							1750	950
-2		150	990	1620							1350	450
0			700	1370						1780	950	
2			420	1120	1800				2020	1450	550	
4			130	870	1550				1730	1110	150	
5				750	1420	1975			1590	950		
6				620	1300	1830		2020	1450	780		
8				370	1050	1550	1850	1730	1160	450		
'0				120	800	1260	1560	1450	875	110		
12					550	975	1275	1160	590			
14					300	690	990	875	300			
15					170	550	850	730	160			
16						400	700	590				
18						120	420	300				
20							130					
Мінімальна температура повітря біль-
шою мірою, ніж інші показники темпера-
тури повітря, залежить від місцеположення
станції, особливо від форм рельєфу. На
одній і тій же висоті у низинах та улогови-
нах, куди стікає холодне повітря, мінімум
температури повітря за тихої або ма-
ловітряної погоди буде нижчим, ніж на
схилах або вершині. Вертикальний градієнт
середньої мінімальної температури повітря
як на північно-східних, так і на південно-
західних схилах коливається в одних межах
(0,1 - 0,5’С/100м), тільки в окремі місяці
дещо відрізняється. Невеликі значення вер-
тикального градієнта температури повітря
зимою зумовлені частими інверсіями.
Найбільший градієнт температури повіт-
ря відмічається за максимальної темпера-
тури повітря. Це спричинюється великими
контрастами цієї температури.
На перехід добової температури повітря
через визначені межі також впливає висота
місцевості: у горах весною він відбувається
пізніше, а восени раніше, ніж на рівнинній
території. Дати переходу температури по-
вітря через певні межі не залишаються
постійними від сезону до сезону. Вони
істотно змінюються залежно від орієнтації
схилів. Зі збільшенням висоти у середньому
на кожні 100 м перехід температури повітря
через 0, 5, 1(РС на північних схилах відбу-
вається пізніше на 2-3 дні і тільки перехід
через 15“С весною - на 5 днів (табл. 3.5.23).
На південних схилах перехід температури
повітря на 100 м підйому для всіх вище заз-
начених температур однаковий (3-5 днів).
Весною різниця між південними і
північними схилами, починаючи з темпера-
тури І (УС та вище, вирівнюється.
Відповідно до зміни строків переходу
температури повітря через різні межі з ви-
У Кримських горах нульова ізотерма знаходиться
значно више, ніж в Українських Карпатах, внаслідок
вищого температурного фону у Криму. На південних
схилах у грудні вона перебуває на висоті 600 - 650 м,
у березні - на висоті 1020 м. На північних схилах
нульова ізотерма у грудні знаходиться на висоті 590 м,
у березні — на висоті 870 м. Отже, розподіл середньої
температури повітря у горах має досить складний ха-
рактер.
Гірський рельєф впливає також на розподіл інших
характеристик температури повітря. Максимальна
температура повітря з висотою на північно-східних
схилах Українських Карпат у холодний період року
знижується на 0,4“С/100 м. У теплий період верти-
кальний градієнт становить 0,6 - 0,8"С/100 м. На
південно-західних схилах вертикальний градієнт тем-
ператури повітря у холодний період коливається від
0,3“С/100 м у січні до 0,8"С/100 м у жовтні. У теплий
період він збільшується до 0.9 - 1,0“С/Ю0 м.
сотою місцевості відбувається і зменшення
тривалості періодів з відповідною температурою
повітря. На північних схилах тривалість періодів з
температурою повітря вище 0, 5, І0*С на кожні 100 м
Таблиця 3.5.23
Зміна (дні) дат переходу середньої добової температури повітря
через зазначені межі зі збільшенням висоти на кожні 100 м
Схил	Температура повітря, *С							
	0		5		10		15	
	весна	осінь	весна	ОСІНЬ	весна	ОСІНЬ	весна	ОСІНЬ
Українські Карпати								
Північно- східний	2,1	1.6	2.6	1.2	4,3	2.8		
Південно- західний	3,3	3.1	4.1	3.0	4,4	4,0		
Кримські гори								
Північний	3,0	2,5	2.5	2.0	2,0	2.0	5,0	3.0
Південний			4.0	5.0	3.0	4.0	5,0	4,0
152
підйому зменшується на 4 - 5 днів, а періодів з тем-
пературою повітря више 15°С — на 8 днів (табл.
3.5.24). На південних схилах тривалість періодів
зменшується з підняттям на 100 м на 7 - 9 днів.
Зміна дат переходу середньої добової температури
повітря через визначені межі на північних схилах
помітно відрізняється від південних. На північних
Таблиця 3.5,24
Зміна тривалості (дні) періоду з середньою добовою темпера-
турою повітря вище зазначених меж зі збільшенням висоти на
кожні 100 м
Схил	Температура повітря, ‘С			
	0	5	10	15
Українські Карпати				
Північно - східний	3,7	3.9	7,1	
Південно-західний	6,0	7,1	8.4	
Кримські гори				
Північний	5,0	4,0	5,0	8,0
Південний		9.0	7,0	9,0
схилах вона в усі сезони менша, ніж на південних. Зи-
мою на північних схилах зміни найменші. Для
північно-східних схилів зміни дат переходу становлять
весною 2-4 дні, а восени — І - 3 дні. На південно-
західних схилах як восени, так і навесні вони станов-
лять 3-4 дні. Весною відмінності між північними і
південними схилами, починаючи з середньої добової
температури повітря 10 “С та више, згладжуються.
Відповідно до зміни дат переходу температури
повітря через різні межі з висотою відбувається зміна
тривалості періодів з цими температурами повітря.
Зміни тривалості таких періодів весною та восени на
кожні 100 м як на північних, гак і на південних схилах,
майже однакові (4 - 10 днів). Найраніше настання вес-
няного, літнього сезонів і найпізніше настання осені га
зими в Українських Карпатах відбувається на півден-
но-західних схилах (Закарпатська низовина) і, навпаки,
найпізніше настання весни, літа га найраніше настан-
ня весни га зими — у високогірних районах.
Найбільші коливання на території характерні для
літнього сезону, найменші — для осіннього. Макси-
мальних значень пі коливання в усі сезони досягають
на південних схилах.
Інверсія. Інверсією температури повітря вважаєть-
ся підвищення її з висотою у деякому шарі атмосфе-
ри |17|.
Інверсія пов'язана з охолодженням підстильної по-
верхні або шару хмар, зумовлюється вона також і ди-
намічними процесами (зміна повітряних мас за
низхідних рухів повітря, вторгнення теплих повітря-
них мас, надходження холоду).
Інверсія може спостерігатися за будь-якої пори ро-
ку. але особливо часто взимку, коли сніговий пок-
рив, шо має велику підбивальну здатність, створює
сприятливі умови для її розвитку.
У холодний період року вона може утримуватись
декілька діб підряд, послаблюючись вдень і посилю-
ючись від ночі до ночі. Літом інверсія зазвичай ви-
никає вночі за ясної безвітряної погоди і руйнується
у денні години.
Гірський рельєф посилює інверсію внаслідок
стікання холодною повгіря схилами і застоювання
його у долинах та улоговинах. В Українських Карпа-
тах найчастіше інверсія відмічається на північно-
східних схилах. Можлива вона протягом всього року,
але частіше у холодний період (жовтень-березень).
Майже щорічно (до 90 %) інверсія температури
повітря спостерігається у грудні та січні. У лютому її
повторюваність дещо зменшується. У березні вона
становить уже 45 %. Досить рідко інверсія
відмічається у квітні (8 %) і вересні (17 %).
Число днів з інверсією значно коливається у часі.
На північно-східних схилах у січні 1971 р. протягом
місяця спостерігався інверсійний розподіл темпера-
тури повітря. Така схема розподілу температури
повітря була у лютому 1966 р., тоді як у січні 1965,
1974 рр. відмічено всього по 10 днів з інверсією тем-
ператури повітря.
Тривалість інверсії температури повітря коливається
у широких межах (від 1 до 20 днів і більше). Найтри-
валіша інверсія спостерігалася у січні (1962, 1971 рр. ).
Ранньою весною (березень), а також восени найтри-
валіша інверсія зазвичай не перевищує 10 днів. Великі
коливання тривалості інверсії відмічаються не тільки
від місяця до місяця, а й від року до року. У лютому
1966 р. максимальна тривалість інверсії температури
повітря досягала 24 днів, а в 1965 р. — всього 2 дні.
Важливою характеристикою інверсії є її інтен-
сивність. Найінтенсивніші інверсії відмічаються у
січні. Так. на станції Пожежевська (висота 1429 м)
II січня 1964 р. температура повітря була на 22,5”С
вища, ніж на станції Коломия (висота 298 м). На
станції Долина (висота 470 м) ІЗ січня 1964 р.
мінімальна температура повітря на 20"С перевищува-
ла спостереження на станції Івано-Франківськ (ви-
сота 244 м). У грудні різниця температури повітря
між станціями, що знаходяться на різній висоті, ста-
новить 15°С. У березні га жовтні інтенсивність
інверсій не перевищує І0"С, у квітні та вересні 5*С.
На південно-західних схилах Українських Карпат
інверсія відмічається дуже рідко (грудень 1948. січень
1964 рр.).
3.5.2. Температура ґрунту
Термічний режим грунту визначається температур-
ними умовами повітря і, насамперед, надходженням
сонячної радіації. На нагрівання і охолодження грун-
ту впливають його теплофізичні властивості, ме-
ханічний склад, структура та вологість а також рельєф
місцевості, рослинний покрив, наявність снігового
покриву тошо. Значна частина тепла у грунті витра-
чається на випаровування води з верхнього шару
грунту і рослинами, а решта передається вглиб до
нижчих шарів ґрунту.
3.5.2.1.	Температура поверхні ґрунту
Місцеві особливості підстильної поверхні (мікро-
рельєф. експозиція схилів, глибина залягання грун-
тових вод) та діяльність людини значною мірою
впливають на температуру поверхні грунту.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
153
Середня температура грунту найхололнішого міся-
ця (січня) мало відрізняється від середньої темпера-
тури повітря. На північному сході країни вона стано-
вить -9...-7, на півдні -2...4X2, у Кримських горах і
Українських Карпатах знижується до -8...—3"С, а на
Південному березі Криму вона додатна (2X2). У лю-
тому температура поверхні грунту зростає на І - 2X2
порівняно з січневою.
Взимку абсолютний максимум температури грун-
ту, внаслідок вторгнення теплих повітряних мас, на
більшій частині підвищується до 10 - І9°С, на півдні
та у Криму - до 20 - 34X2.
Абсолютний мінімум температури на поверхні
грунту (снігу) у цей сезон на північному сході може
знижуватися до -46X3 і нижче, у Степу до -38X2, а
на Південному березі Криму до -20"С.
Весною коливання температури грунту збільшуєть-
ся. У березні середня температура грунту підвищуєть-
ся. На північному сході і в горах вона ше від'ємна
(-3...-2"С), на південному заході і на півдні досягає 2
- 4'Х, на Південному березі Криму становить 6Х.
Значне зростання температури поверхні грунту відбу-
вається від квітня до травня (від 8 - 10 до 20’С). У
гірських районах залежно від місцевих умов темпера-
тура поверхні грунту коливається від 2 до 15°С.
У березні на півночі і сході абсолютний максимум
температури грунту досягає 25 - 34“С, на більшій час-
тині території 35 - 40Х’, у Криму понад 45"С. У квітні
він повсюди перевищує 45"С, а в травні місцями до-
сягає 65 - 67Х.
В аномально холодні роки температура поверхні
грунту у березні може знижуватися до -44"С. квітні
до — 24X2 , на півдні до -15X2, а в травні до -10°С
[206).
Влітку середня температура поверхні грунту най-
вища і характеризується незначними коливаннями
від місяця до місяця. У червні на більшій частині те-
риторії вона зростає до 25°С, у горах до 12 - 18"С, у
липні досягає 25 - 29"С. Висока середня температура
спостерігається і в серпні: на рівнині 21 - 25”С, у го-
рах 13 - 18Х.
Абсолютний максимум температури грунту у цей
сезон становить 60 - 65"С, на крайньому заході 55 -
60X2. На півдні і рівнинній частині Криму він набли-
жається до 70X2. У червні, липні 1999 р. в Донецькій
(Амвросієвка), Дніпропетровській (Лошкарівка) і
Кіровоградській (Бобринець) областях абсолютний
максимум температури грунту досягав 70 - 71“С; у
липні 1999 - 2001 рр. у південних, східних га місця-
ми центральних областях він становив 66 - 69X2.
Влітку під час вторгнення арктичних повітряних
мас температура грунту характеризується невелики-
ми значеннями. У червні абсолютний мінімум на по-
верхні грунту залежно від мікрокліматичних умов
місцями знижується до — 3X2, тільки у липні на
рівнині температура грунту не буває нижче 0“С. У
Київській області (Баришівка) 24 липня 1996 р. тем-
пература поверхні грунту становила 0X2.
У першу половину осені температура поверхні гру-
нту дещо перевищує значення температури повітря.
У вересні на північному сході переважає середня
місячна температура 14 - 16X2, на півдні 18 - 20X2, у
горах вона не перевищує 10 - 13X2. У листопаді се-
редня температура ґрунту у північно-східних районах
становить близько нуля, у західних і центральних
районах 2 - 4"С, на півдні 5 - 8X2. У гірських районах
вона знижується до —2X2.
На початку осені значення абсолютного максимуму
температури грунту ше досить високі (48 - 60X2). У
жовтні вони становлять 37 - 49“С, листопаді 20 - 36"С.
Абсолютний мінімум температури грунту у вересні
повсюди від'ємний (-9...-2Х2). У жовтні на північно-
му сході він знижується до -20X2, на південному за-
ході та півдні до —15X2. У листопаді в окремі дні
мінімальна температура на рівнині та у передгір'ї мо-
же знижуватися до — 31X2, у південних районах —
тільки до — 24X2.
Добовий хід температури поверхні грунту просте-
жується протягом року. Найчіткіше він виражений у
теплий період року (рис. 3.5.26). Температура грунту
підвищується у першу половину дня і досягає най-
більших значень у післяполуденні години (о 15 год),
а потім поступово знижується. Найменші значення
спостерігаються у нічні та передранкові години, а
взимку навіть і вранці. У зимовий сезон добова амп-
літуда температури грунту незначна (2 - 5X2). З трав-
ня до серпня включно вона досягає найбільших зна-
чень (15 - 17X2).
—• 0 год —• 3 год	- 6 год — -»9 год
—« 12 год ——• 15 год —- 18 год ----«21 год
Рис. 3.5.26. Добовий хід температури (°С) ґрунту.
3.5.2.2.	Температура ґрунту на різній
глибині
Коливання температури поверхні грунту, завдяки
молекулярній теплопровідності, радіаційному і кон-
вективному теплообміну, передаються вглиб від
більш нагрітих до менш нагрітих горизонтів.
Річний хід температури грунту на різній глибині
154
оголеного грунту і під природним покривом однако-
вий і у верхніх шарах подібний до ходу температури
повітря. Температура оголеного грунту у холодний
період року набагато нижча, а влітку виша, ніж під
природним покривом.
Температура грунту на глибині 5, 10, 15 і 20 см ха-
рактеризує температурний режим орного шару. На
глибині 5 см середня температура грунту на 1"С ви-
ша ніж на глибині 20 см. З квітня до серпня темпе-
ратура грунту зменшується з глибиною, а у всресні-
листопаді вона зростає. Найвища температура (понад
20"С) в орному шарі спостерігається у липні. На
різній глибині вона зазнає значно менших змін від
місяця до місяця, ніж на поверхні грунту.
Мінімум і максимум середньої температури грунту з
глибиною порівняно з поверхнею спостерігаються
пізніше, а амплітуда коливань температури змен-
шується. Вертикальний ірадієнт температури грунту
має різний знак у холодний і теплий періоди року.
Так, якщо від жовтня до березня температура грунту з
глибиною підвищується, то влітку вона помітно зни-
жується. Температура грунту до глибини І м у річному
ході аналогічна ходу температури поверхні, але
запізнюється у часі. Якщо на поверхні грунту найвища
середня температура (23“С) спостерігається у липні, то
на глибині 1 м — у серпні (І6“С), на глибині 2 м — у
вересні (14°С), на глибині 3 м — у жовтні (12X3).
Протягом року на глибині 0,2 - 0,4 м найнижча
температура грунту буває у лютому. Найбільше
прогрівається верхній шар грунту (до 40 см) у липні-
серпні. Починаючи з глибини 80 см температура
грунту додатна і лише в окремі холодні і малосніжні
зими (1963, 1969, 1978, 1979, 1987 рр.) вона може
знижуватися до 0*С і нижче.
Літом від поверхні грунту і до глибини 3 м темпе-
ратура знижується на 10 - ІЗ’С, а взимку, навпаки,
підвищується на 5 - 10"С. У перехідні місяці відзна-
чаються деякі відмінності у розподілі температури.
На певній глибині спостерігається найтепліший го-
ризонт грунту, від якого і відбувається зниження
температури як догори, так і донизу.
Річний хід температури грунту на різній глибині
має свої особливості. Найбільші коливання се-
редньої температури відмічаються наприкінці весни
— на початку літа а також наприкінці осені — на по-
чатку зими. Такий розподіл температури у грунті по-
яснюється впливом снігового покриву взимку, а во-
сени — його відсутністю у період різких коливань
температури повітря. Крім цього, на температуру
грунту на різній глибині істотно впливають зміни ре-
жиму зволоження грунту.
Важливим додатковим показником термічного ре-
жиму грунту є глибина проникнення температури 0"С,
яка характеризує глибину його промерзання. Зни-
ження температури грунту до (У'С відмічається уже у
листопаді. У цей час на північному сході і в цент-
ральній частині країни шар грунту з температурою
0“С найбільший і досягає 60 см, а на півдні і півден-
ному сходу — 40 см. Із грудня до березня глибина
проникнення температури ОС збшьшується з півден-
ного заходу на північний схід. У лютому в північно-
східних районах така температура спостерігається у
середньому на глибині 65 - 85 см, на півдні і півден-
ному заході Степу і Лісостепу — на 30 - 50 см.
Найбільша глибина проникнення температури 0*С
становить 120 - 160 см у північно-східній і цент-
ральній частині Лівобережжя, 80 - 120 см у південно-
му Степу і 40 - 80 см у західних районах. На оголено-
му грунті в окремих райоггах максимальна глибина
проникнення температури ОС перевищує 160 см (12].
Для прокладання водопроводів, газопроводів тошо
важливою є інформація про глибину проникнення тем-
ператури 0“С у грунт різної ймовірності (табл. 3.5.25).
Таблиця 3.5.25
Глибина проникнення нульової ізотерми (см) та її
ймовірність вище вказаних значень (за А.К.Шкадовою)
Станція		Ймовірність, %		
		2	5	10
Сарни	71	133	124	110
Київ	40	114	93	74
Полтава	80	160	138	122
Луганськ	79	150	136	122
Одеса	38	96	87	73
Сімферополь	31	72	61	52
Глибина промерзання, яка вимірюється за допомо-
гою мерілотоміру Даниліна, не співпадає з глибиною
проникнення температури 0°С у грунті, тому що про-
мерзання ґрунту залежить від вмісту в ньому вологи,
розчинів солей та інших домішок.
Число днів з температурою 0*С і нижче. На повто-
рюваність числа днів з температурою (УС і нижче ве-
ликий вплив має склад грунту, його вологість і на-
явність снігового покриву. На грунті під природним
покривом середнє число днів з температурою грунту
ОС і нижче збільшується з південного заходу на
північний схід. На території північних областей воно
коливається у межах 135 - 150 днів за рік. На
північному сході цей показник досягає 170 днів. На
заході число днів із температурою ґрунту 0‘С і ниж-
че становить 130 - 160 днів. У центральних областях
з такою температурою на грунті буває 140 - 150 днів.
Найбільше число 170 - 190 днів з температурою грун-
ту О’С і нижче спостерігається в Українських Карпа-
тах і Кримських горах. На чорноморському узбе-
режжі, у Степу середнє число днів з такою темпера-
турою грунту зменшується до 100 - 120.
На глибині 0,2 м температура 0"С і нижче
відмічається 90 - 115 днів у північно-східних районах
і 80 - 95 днів у центральній частині країни. На захід
число днів із такою температурою істотно зменшуєть-
ся (до 25 - 50), у південній частині Степу становить
28 - 47, у степовій частині Криму — 20 - 30 днів. На
Південному березі Криму на цій глибині температура
ОС і нижче буває не кожного року.
Глибина промерзання грунту залежить вії ступеня
вологості грунту, висоти снігового покриву, типу
грунту та його складу, рельєфу місцевості тошо. Усі
ці чинники діють у комплексі, бо вони взаємозв'язані
між собою.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
155
Грунт на території України промерзає нерівно-
мірно. Його промерзання відбувається після перехо-
ду температури через 0X3. Тому глибина промерзання
грунту менша глибини проникнення температури (ГС
у грунт, бо остання є межею шару грунту з від'ємною
температурою. У південних і східних районах різниця
між цими рівнями може досягати 50 - 80 см, а іноді
навіть перевищувати 100 см. Цс пояснюється відсут-
ністю стійкого снігового покриву і недостатнім зво-
ложенням грунту, внаслідок чого температура ОС
проникає глибоко.
Стійке промерзання грунту, яке зберігається не
менше двох-трьох декад, на більшій частині території
відбувається у другій половині листопада, а в півден-
них районах — у середині грудня. Найпізніші дати
настання стійкого промерзання грунту спостеріга-
ються — від третьої декади грудня до другої декади
лютого, найраніші — від другої декади листопада до
першої декади грудня. Виняток становлять райони
крайнього півдня, а також райони Передкарпагтя і
Закарпатської низовини, де в окремі роки промер-
зання грунту взагалі не спостерігалося або відмічало-
ся протягом дуже короткого часу.
Зміни глибини промерзання грунту від місяця до
місяця у цілому повторюють хід температури. Від
другої половини листопада глибина промерзання
грунту поступово збільшується і до лютого досягає
найбільших значень, після чого зменшується до пов-
ного відтавання у березні-квігні. На північному сході
глибина промерзання досягає найбільших значень у
кінці лютого — на початку березня, у південних райо-
нах — у першій половині лютого, на Закарпатській
низовині — у кінці січня.
Тривалість стійкого промерзання грунту збіль-
шується на території з південного заходу на північний
схід, де вона може досягати 150 днів і більше. На
значній території Полісся, Лісостепу і у східних райо-
нах Степу промерзання грунту зберігається у середнь-
ому 100 - 125, у західних, південно-західних і півден-
них районах - 50 - НМ) днів.
Характеристикою промерзання фунту є швидкість
промерзання — відношення максимальної глибини
промерзання грунту до числа днів віт стійкого промер-
зання фунту до досягнення найбільшої глибини. За
даними |І47|. найбільша швидкість промерзання
фунту' 1,5 - 2,0 см за добу — відмічається на півдні
(Одеська, Миколаївська, Херсонська області), де
сніговий покрив нестійкий і запаси фунтової вологи
невеликі. У крайніх північно-східних районах швид-
кість промерзання фунту може досягати 1.5 см за до-
бу, що пов'язано з гриватим зниженням температури
повіфя, хоча запаси вологи у фунті і висота снігового
покриву тут значні. На заході швидкість промерзання
фунту зменшується до 0,5 - 1,0 см за добу.
Найбільше число днів із стійким промерзанням
фунту становить на території від 80 до 150, а най-
менше — від 40 до 100. На півдні і південному сході
в окремі роки промерзання грунту утримувалося
менше 30 днів.
Найбільша середня глибина промерзання фунту
(понад 80 см) спостерігається на північному сході. В
окремі роки (зима 1971 - 72 р.) тут вона становила 150
- 180 см. Найменша середня глибина промерзання
фунту відмічається у західних і південно- західних
районах. У Криму середня глибина промерзання не пе-
ревищує 15-20 см, а найбільша глибина може досяга-
ти 90 см (Клепиніне зима 1971 - 72 р.). у районі Воз-
несенська. Херсона. Баштанки можна виділити ареали
відносно глибокого промерзання (з максимумом до 90
- 140 см). На решті території країни середня глибина
промерзання фунту коливається від 50 до 70 см. най-
більша - від 75 до 125 см, найменша - від 15 до 30 см.
Відтавання фунту зазвичай розпочинається після
руйнування снігового покриву. Інтенсивність відта-
вання фунту значною мірою залежить від експозиції
і крутості схилів, висоти снігового покриву і глиби-
ни промерзання фунту. Слід зауважити, що за одна-
кових умов найшвидше відтають піщані, супіщані
фунти, найповільніше - глинисті і суглинисті. Сла-
бо зволожені грунти відтають значно швидше, ніж
сильно зволожені. Наявність фав’яного покриву зат-
римує відтавання фунту.
Повне відтавання фунту на території України
відбувається у середньому в березні. На початку бе-
резня грунт відтає на півдні країни, потім у західних
і центральних районах і наприкінці місяця вся тери-
торія повністю звільняється від промерзання.
Найбільш раннє відтавання можливе на початку лю-
того (2002 р.), найпізніше — у першій декаді квітня.
3.5.2.3.	Заморозок на поверхні ґрунту
Заморозки створюють несприятливі умови для
росту і розвитку сільськогосподарських культур у
період вегетації (затримку або передчасне її припи-
нення і формування врожаю), а також можуть приз-
вести до часткової або повної загибелі рослин. Замо-
розки на фунті бувають щороку, але закінчення,
настання їх навесні та на початку осені змінюються.
На розподіл заморозків поряд із синоптичними
процесами впливають місцеві умови (форми рельєфу,
близькість великих водойм і міст), а також фізичні
властивості ґрунту. Так, у вузьких долинах, замкнутих
улоговинах, де застоюється холодне повітря, вірогід-
ність виникнення заморозків найбільша, а на відкри-
тих, підвищених ділянках - найменша. Заморозки на
поверхні фунту бувають частіше і нони інтенсивніш!,
ніж у ПОВІфІ.
Найраніше (у першій декаді квітня) заморозки
припиняються на Південному березі Криму та у сте-
повій його частині, на чорноморському узбережжі —
у третій декаді квітня 11 ЗІ |. Переважно весняні замо-
розки закінчуються у першій декаді травня, а на
сході — 10 - 15 травня.
Дата закінчення заморозків залежать від синоптич-
них процесів весни і коливаються з року в рік. У
період холодних затяжних весен найпізніші замороз-
ки на фунті зазвичай відмічаються наприкінці фавня
або навіть у третій декаді червня (Луганськ, 1983 р.).
В останні роки (1999 - 2001 рр.) стихійні заморозки
неодноразово відмічались після теплого або дуже
теплого березня та квітня і співпадали з високим сту-
пенем розвитку рослин.
156
Весною середні дати утворення останнього замо-
розку на грунті коливаються у межах 30-40 днів і за-
лежать від форм рельєфу, континснтальності клімату
тощо. Мінливість дат весняних заморозків більша,
ніж осінніх.
В окремі роки з теплими дружними веснами замо-
розки можуть закінчуватися у третій декаді березня
(1973, 1975 рр.), або спостерігатися наприкінці трав-
ня (1980 р.). У 1997 р. (23 - 29 гравня) дуже пізні за-
морозки на поверхні грунту інтенсивністю —3...—1"С
подекуди —6...—4°С відмічалися майже на всій тери-
торії країни.
Найпізніше (кінець травня) заморозки закінчують-
ся у гірських долинах, на вершинах Українських
Карпат і Кримських гір. Бувають роки, коли замо-
розки на поверхні грунту відмічаються навіть у
червні (21 червня 1986 р.).
Найраніше заморозки на грунті фіксуються у доли-
нах і на вершинах гір (Пожежевська, ЗО серпня), а в
1973 р. на Ай-Петрі заморозкзі спостерігалися вже 25
серпня. Ранні заморозки характерні і для Донецької
височини. На значній території середні дати настан-
ня перших заморозків бувають наприкінці вересня.
На узбережжі Чорного моря, рівнинному Криму, а
також у долинах річок перші заморозки спостеріга-
ються на початку жовтня. Найпізніше — у кінні пер-
шої декади грудня - заморозки на грунті розпочина-
ються на Південному березі Криму.
В окремі роки перші заморозки можуть відмічати-
ся набагато раніше або пізніше середніх дат. Так, в
1973 р. у східних районах заморозки розпочалися вже
24 - 27 серпня, а в 1955 р. - тільки наприкінці жовт-
ня [ 1311. Різниця у середніх датах утворення перших
осінніх заморозків на території перевищує 50 днів.
Для розміщення різних сільськогосподарських
культур велике значення має тривалість безморозно-
го періоду на поверхні грунту. Тривалість безмороз-
ного періоду на поверхні грунту, як і дати першого і
останнього заморозку, залежить від характеру
рельєфу і збільшується у знижених формах рельєфу,
а зменшується - на височинах.
Середня тривалість цього періоду на території ко-
ливається у широких межах - від 90 до 200 днів (рис.
3.5.27). Найбільша тривалість безморозного періоду
(170 - 180 днів) характерна для південного Степу і уз-
бережжя Чорного та Азовського морів. У горах без-
морозний період нетривалий (Пожежевська 87 днів,
Ай-Петрі 125 днів). У західній частині країни, а та-
кож на височинах (Волинській, Подільській і До-
нецькій) він становить 140 - 150 днів. Від дат настан-
ня і припинення заморозків залежить тривалість без-
морозного періоду: у гірських районах (70 днів), на
сході (140 днів), на півдні (180 - 200 днів). На Ай-
Петрі у 1962 р. безморозний період тривав 74 дні, а
в 1985 р. - 224.
Пізні весняні і ранні осінні заморозки — найнебез-
печніші для рослин, тому шо у цей час відбувається
активна вегетація і рослинзз стають дуже вразливими.
Заморозки цього періоду відносять до стихійного
явища [175|. Особливість циркуляції атмосфери і
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
157
різноманітність фізико-географічних умов України
сприяють утворенню стихійних заморозків на по-
верхні грунту майже щорічно.
Найчастіше (50 %) такі заморозки бувають у травні
і можуть одночасно відмічатися на всій території
країни. За весь період спостережень найінтенсивніші
заморозки повсюдно спостерігалися у 1999 р. з 3 до 7
травня, температура на поверхні грунгу досягала
—7...-3®С, на висоті 2 см — 9...-4іС, а в північно-
східній частині місцями до —11*0. У травні 1999 р.
тривалість заморозків становила 7-18 днів, що ста-
ло причиною пошкодження га загибелі посівів ози-
мих культур на окремих площах до ЗО - 100 %. У
періоди 2-5, 8-9і 13 - 14 травня 2000 р. на тери-
торії всіх областей були зафіксовані інтенсивні
стихійні заморозки (-9...-ГС), зумовлені надходжен-
ням арктичного повітря з півночі та північного сходу.
Ці заморозки спостерігалися протягом 3-6 днів, а
місцями у північно-східних областях - до 7 - 18 днів.
У червні стихійні заморозки бувають рідко (10 %) і
зазвичай відмічаються у першій декаді місяця. За
весь період спостережень найпізніші заморозки на
ґрунті інтенсивністю 0“С, а на висоті 2 см —2...-ГС
спостерігалися 23 червня 1983 р. на території
північних та східних областей. 19 червня 2000 р. у
Рівненській, Волинській, Львівській, Закарпатській
областях на висоті 2 см відмічались заморозки інтен-
сивністю до -І’С, на поверхні грунту - до нуля. У
західних областях заморозків наприкінці другої дека-
ди червня за весь період спостережень до цього часу
не зафіксовано.
Таблиця 3.5.26
Повторюваність (%) мінімальної температури поверхні ґрунту у
період стихійного заморозку
Сезон, місяць	Мінімальна температура, ’С			
	-1.9..0	-3,9.-2,0	-5,9 . -4,0	•6 та нижча
Весна	Полісся			
квітень	50,0	8,3	8.3	33,4
травень	43,3	39,0	5.9	11.8
червень	50,0	50,0		
	Лісостеп			
квітень	17,4	47,8	8.7	26,1
травень	40,0	30,7	17,3	12,0
червень	60,0	40.0		
	Степ			
квітень	40.0	26,6	20,0	13,4
травень	55,5	27,8	11,1	5,6
червень	100,0			
Осінь	Полісся			
серпень	100,0			
вересень	33,3	25,0	29,2	12,5
жовтень				
	Лісостеп			
серпень	100,0			
вересень	32,2	32,2	19,4	16,2
жовтень	58,4	8.2		33,4
	Степ			
вересень	45,5	18,2	13,6	22.7
жовтень	33,3		33,4	33,3
У квітні-травні найчастіше (40 - 60 %) стихійні за-
морозки фіксуються з мінімальною температурою
поверхні грунту до —4“С (табл. 3.5.26). У цей період
також значною є повторюваність (%) заморозків
інтенсивністю —6°С та нижче. У червні у середньому
інтенсивність пізніх заморозків становить —2...(УС.
Перші стихійні заморозки у серпні спостерігають-
ся під час зниження температури грунту до —2...0®С.
Інтенсивність заморозків у вересні та жовтні може
досягати —6"С та нижче (табл. 3.5.26).
Із глибиною середні дати настання першого замо-
розку запізнюються у зв’язку з поступовим охолод-
женням поверхні ґрунту і цей процес відбувається тим
швидше, чим менша теплопровідність грунту. Дати
останнього морозу весною можуть і не запізнюватися,
тому що наїрівання грунту у цей період відбувається
не тільки зверху, але і знизу. Середня тривалість без-
морозного періоду з глибиною збільшується.
3.6.	ВОЛОГІСТЬ ПОВІТРЯ
Атмосферна волога, її фазовий стан та вологообіг
відіграють значну роль у формуванні погоди і клімату.
Наявність водяної пари в атмосфері істотно позна-
чається на теплових ресурсах атмосфери та підстиль-
ної поверхні. Водяна пара поглинає довгохвильову
радіацію, яку випромінює земна поверхня. Водночас
і вона також випромінює подібну радіацію. Це змен-
шує нічне вихолодження земної поверхні та нижніх
шарів атмосфери.
На випаровування води витрачається близько 30 %
поглинутого підстильною поверхнею сонячного теп-
ла, яке під час конденсації водяної пари в атмосфері
віддається повітрю. Вміст водяної пари сильно
змінюється залежно від циркуляційних процесів,
фізико-географічних умов місцевості, пори року,
стану грунту га інших чинників. Найбільше вологи
міститься у повітрі, що надходить в Україну із Серед-
земного моря та Атлантичного океану. Повітряні ма-
си, що перемішуються з Арктики, мають низький
вміст вологи. Вміст вологи у 7-кілометровому шарі
повітря над Україною становить у середньому за рік
15 кг/м’ та змінюється протягом року від 9 взимку до
27 кг/м2 влітку [97].
Вологість повітря характеризується парціальним
тиском водяної пари (абсолютною вологістю,
пружністю водяної пари), відносною вологістю і
дефіцитом насичення (нестачею насичення). Ці
показники визначають за виміряними значеннями
температури сухого і змоченого термометрів, вико-
ристовуючи психрометричні таблиці, а при темпе-
ратурі повітря нижче -10“С - за виправленими
значеннями гігрометра та сухого термометра, які
встановлені у психрометричній будці на висоті 2 м
над поверхнею землі.
3.6.1.	Парціальний тиск водяної пари
Парціальний тиск водяної пари (абсолютна воло-
гість) — це тиск водяної пари, яка міститься у повітрі.
Розрізняють максимальний тиск водяної пари, коли
158
вона досягає стану насичення, і тиск водяної
пари за даної температури. Парціальний тиск
водяної пари виражається у гектопаскалях
(гПа).
Парціальний тиск водяної пари на тери-
торії України у середньому за рік змінюєть-
ся незначно: у північних районах він стано-
вить близько 9 гПа, а в південних — близько
10 гПа, на Південному березі Криму досягає
11-12 гПа. Найменші значення відмічають-
ся в Українських Карпатах, особливо на ви-
соті понад 1000 м (Пожежевська - 6,4 гПа,
Плай — 6,6 гПа), а також у Кримських горах
(Ай-Петрі - 7,3 гПа, Карабі-Яйла — 7,7 гПа).
Зміна парціального тиску водяної пари
насамперед залежить від температури
повітря: чим вища температура повітря, тим
більша кількість водяної пари знаходиться у
повітрі. Протягом року парціальний тиск
водяної пари змінюється паралельно ходу
температури повітря, має чітко виражений
річний хід і збільшується від зими до літа
(рис. 3.6.1).
Найменші значення парціального тиску водяної па-
ри, як і температури повітря, відмічаються у найхо-
лодніші місяці зими (січень, лютий). У січні (рис. 3.6.2)
найнижчий середній парціальний тиск водяної пари
(3,3 - 3,7 гПа) відмічається на півночі, північному
сході, в Українських Карпатах і Кримських горах (3,0 -
4,1 гПа). На значній частині території у ціому місяці
« парціальний тиск водяної пари ,
 дефіцит насичення.
Рис. 3.6.1. Річний хід парціального тиску водяної
пари (гПа), дефіциту насичення (гПа) та середньої температури
повітря (°С). Київ.
середній парціальний тиск водяної пари становить 3,8
- 4,0 гПа, збільшуючись до 5,0 гПа на півдні. Найви-
щий парціальний тиск водяної пари (близько 6,0 гПа)
спостерігається на Південному березі Криму. Пов'яза-
но це з підвищеним температурним фоном внаслідок
природного захисту горами від вторгнення холодних
мас повітря з півночі та північного сходу. З лютого
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
159
починається незначне зростання (0,1-0,3 гПа) парці-
ального тиску водяної пари, тому шо циркуляційні та
радіаційні умови цих місяців близькі, а температура
повітря лютого мало відрізняється від січневої.
Найважливішим фактором у розподілі вологи є со-
нячна радіація. Підвищення температури повітря
весною і пов'язане з ним випаровування з вологого,
після зими, грунту зумовлює підвищення парціаль-
ного тиску водяної пари. З лютого до березня він
збільшується всього на 0,5 - 1,5 гПа, з березня до
квітня - на 1,9 - 3,3 гПа.
Найінтенсивніше підвищення парціального тиску
водяної пари (на 2,5 - 4,4 гПа) спостерігається з квітня
до травня і з травня до червня (на 2,5 - 3,5 гПа).
У літній сезон відношення між ходом температури
повітря та вологістю проявляється виразніше. Влітку
парціальний тиск водяної пари різко збільшується,
особливо у липні (рис. 3.6.3). На Поліссі та в Лісосте-
пу він змінюється віл 14 до 16 гПа, у Сгспу — від 15 до
19 гПа, на Південному березі Криму - від 15 до 20 гПа,
у Кримських горах знижується до 12,5 гПа, в Ук-
раїнських Карпатах - до 10,6 гПа. З липня до серп-
ня починається повільне його зниження. У наступні
місяці воно прискорюється.
У період з вересня до грудня температура повітря
щомісяця знижується на 4 - 6"С на всій території, що
призводить до зниження парціального тиску водяної
пари 117]. З серпня до вересня спостерігається
найбільше його зниження (на 2,0 - 4,0 гПа), у гірсь-
ких районах на 1,8 - 2,2 гПа, з вересня до жовтня
відповідно на 1,5 - 4,0 гПа та 2,3 - 2,6 гПа. Додатна
температура повітря у Криму сприяє збереженню
значних (понад 7,0 гПа) середніх місячних значень
парціального тиску водяної пари навіть у грудні. В
осінній сезон загальний водозапас повітряних мас
нижніх шарів атмосфери більший, ніж навесні. Зу-
мовлено це тим. шо весною значна кількість тепла
виграчається на прогрівання грунту.
Протягом усіх сезонів в Українських Карпатах
(Плай, Пожежевська) і Кримських горах (Карабі-Яй-
ла, Ай-Петрі) відмічаються найменші значення
парціального тиску водяної пари. Річний хід
парціального тиску водяної пари у горах не вираже-
ний. Найбільші його значення відмічаються у літній
сезон, найменші - взимку.
В окремі дні і роки парціальний тиск водяної пари
значно відхиляється від середніх значень. За останні 30
років майже на всій території країни у січні він зміню-
вався від 1,4 - 2,0 гПа (1963, 1972, 1987 рр.) до 4,8 - 6,0
гПа (1975, 1983, 1989 рр.). На півдні (Миколаївська,
Херсонська, Одеська області) від 2,0 - 3,4 гПа (1963,
1972 рр.) до 5.4 - 7,0 гПа (1966 р.). На узбережжі Кри-
му — від 2,3 - 5,0 гПа (1964, 1972 рр.) до 6,0 - 8,0 гПа
(1'966, 1986 рр ).
У липні ці зміни більш значні. Мінімальні значен-
ня парціального тиску водяної пари коливаються від
13 гПа (північ, північний схід та центральна частина)
до 17 гПа (південь Одеської області). У західних об-
ластях вони відмічались у 1961, 1979 рр.( 12 - 14 гПа).
Максимальні значення парціального тиску водяної
160
пари спостерігались у 1988 р.. в окремих місцях на
заході також у 1972 р. (15,6 - 22,3 гПа), на узбережжі
Криму — 16,0 - 23,5 гПа.
Середнє квадратичне відхилення парціального тис-
ку водяної пари за всі місяці становить 0,7 - 1,4 гПа.
Річна амплітуда парціального тиску водяної пари
майже на всій території становить близько 15 гПа. У
гірських районах вона з висотою зменшується, в Ук-
раїнських Карпатах (Плай, Пожежевська) дорівнює
7,6 гПа, а в Кримських горах (Карабі-Яйла, Ай-
Петрі) — 8,5 гПа.
На просторовий розподіл парціального тиску водя-
ної пари, крім радіаційного і циркуляційного фак-
торів також впливають орографічні особливості
місцевості. У гирлах річок, на берегах морів він дещо
виший, особливо у літній сезон на узбережжі Чорно-
го моря. Парціальний тиск водяної пари також істот-
но змінюється з висотою місцевості: зі збільшенням
висоти його значення зменшується, це зумовлюється
зниженням температури повітря, що обмежує вміст
водяної пари у повітрі.
Добовий хід парціального тиску водяної пари ана-
логічний добовому ходу температури повітря, але
проявляється не чітко. Взимку він майже не вираже-
ний. У холодні зимові дні відмічаються мінімальні
запаси вологи у повітрі та мінімальні їх добові зміни
(на десяту частку гектопаскаля).
Зміна парціального тиску водяної пари помітна
лише у теплий період року, коли спостерігається два
мінімуми і два максимуми.
Зі сходом Сонця майже одночасно з мінімумом
температури повітря відмічається і перший мінімум
парціального тиску водяної пари. З підвищенням
температури збільшується швидкість випаровування
і спостерігається зростання парціального тиску, який
досягає першого максимуму о 8 - 10 год. Він продов-
жується доти, доки випаровування переважає над пе-
ренесенням пари до виших шарів атмосфери.
Внаслідок посилення висхідних потоків (після 10
год) відбувається інтенсивне перемішування нижніх
вологих шарів повітря з верхніми, сухішими. Цей
обмін водяної пари знизу вже не встигає компенсу-
ватися випаровуванням, що призводить до зменшен-
ня парціального тиску у другій половині дня. Потім
він знову зростає, тому що турбулентність слабшає, а
випаровування триває. Увечері (20 - 22 год) настає
його другий максимум. Проте у середньому за місяць
зміна парціального тиску водяної пари протягом до-
би навіть у літні місяці не перевищує 2 гПа, хоча в
окремі дні можливе його збільшення.
Влітку найбільші значення парціального тиску во-
дяної пари припадають на 07 та 19 год, найменші —
на 01 та 13 год. Другий мінімум відмічається близь-
ко 14 - 15 год, шо зумовлено найбільшим розвитком
турбулентності у цей час, коли водяна пара потужни-
ми конвективними потоками переноситься у верхні
шари атмосфери. Другий максимум парціального
тиску водяної пари припадає на 21 год, коли турбу-
лентність зменшується, а водяна пара внаслідок ви-
паровування продовжує надходити до нижніх шарів
атмосфери.
Вологість повітря значно впливає на самопочуття
людини і стан сільськогосподарських культур. Проте
цей вплив краще простежується на інших характе-
ристиках вологості.
3.6.2.	Відносна вологість
З усіх показників вологості найбільший практичний
інтерес представляє відносна вологість, яка характе-
ризує сгупінь насичення повітря водяною парою.
На неї істотно впливає підстильна поверхня.
Відносна вологість у приземному шарі завжди має до-
бовий та річний хід, протилежний ходу температури
повітря. Тобто, зі зниженням температури відносна
вологість зростає, а з підвищенням — зменшується.
Відносна вологість найбільше відображає мінли-
вість вмісту вологи в повітрі у часі та просторі. Роз-
поділ її по території визначається температурним ре-
жимом та надходженням вологи в атмосферу.
Взимку відмічається найменша мінливість відносної
вологості. Її значення постійно високі внаслідок вели-
кої повторюваності циклонічних вторгнень, а також у
результаті радіаційного вихолоджування повітря в ан-
тициклонах і наближаються до максимальних (близь-
ко 90 %). Внаслідок високої відносної вологості в цей
час у горах часто спостерігаються тумани та різні яви-
ща, пов’язані з сублімацією та конденсацією водяної
пари. Відносна вологість повігря збільшується з
підвищенням місцевості над рівнем моря, шо пов'яза-
но зі зниженням температури повітря.
Середні річні значення вологості зменшуються з
північного заходу та північного сходу (80 %) на
південний схід (75 %) і збільшуються у горах (в Ук-
раїнських Карпатах перевищують 80 %). На узбереж-
жях Чорного та Азовського морів вологість зростає
до 76 - 78 %, а на Південному березі Криму змен-
шується до 67 - 69 %. У річному ході відносної воло-
гості спостерігається два мінімуми — на початку
квітня (рідше у травні) та наприкінці серпня. Най-
сухішим був червень 1979 р., коли на багатьох
станціях півдня середня місячна відносна вологість
повітря становила 42 - 55 % (навіть на станції Плай
було зафіксовано 44 %), а в Луганську найсухішим
був травень (40 %). Слід відмітити, що максимум пе-
ревищує 90 % і спостерігається переважно у січні.
Вологам був січень 1966р.
Протягом року відносна вологість також змінюється.
У січні її середні місячні значення на більшій частині
рівнинної території розподіляються рівномірно і пере-
вищують 80 %, а в Українських Карпатах та Кримсь-
ких горах становлять 75 - 77 %. Різниця між окреми-
ми станціями дорівнює 3 - 5 %. У 1972 та 1973 рр.
спостерігалась відносна вологість понад 70 %, у 1966 р.
вона перевищувала 90 % на півночі, у степових райо-
нах та на сході країни. Мінливість (середнє квадратич-
не відхилення) середньої місячної вологості коли-
вається від 2,7 до 9,6 %.
Навесні значення відносної вологості зменшуються
на 10 % і становлять переважно 68 - 70 %, лише на
узбережжях Чорного та Азовського морів зростають
до 75 - 78 %. а мінливість її змінюється від 4,4 до 7,7
%. Влітку значення середньої місячної відносної
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
161
вологості повітря більш мінливі: від 75 % на
північному сході та північному заході до 60 % на
сході (Луганськ) та на Приазовській височині. Неве-
ликі значення вологості відмічались у 1967 р. і стано-
вили 63 - 65 % на півночі і лише 53 - 57 % на півдні.
Разом з тим в Українських Карпатах вологість дося-
гала 87 % (Пожежевська, 1983 р.) і навіть 89 % (Плай,
1970 р.). Середнє квадратичне відхилення середньої
місячної відносної вологості становить 3,7 - 7,7 %.
Восени на території переважають значення віднос-
ної вологості від 75 до 80 %, тобто вологість збіль-
шується. Причому у північно-західних та північно-
східних районах вона перевищує 80 %, а далі на
південь становить 73 - 75 %. 1 лише на Південному
березі Криму зменшується до 67 - 69 %. Значення се-
реднього квадратичного відхилення восени зміню-
ються від 3.2 до 8.8 %.
Добовий хід відносної вологості у. зимові місяці
недостатньо виражений. У грудні та січні амплітуда
добового ходу становить 4 - 6 %, у лютому вона
збільшується до 8 - 10 %. Найбільші значення
(близько 90 %) спостерігаються взимку з 4 до 8 год,
а найменші (77 - 85 %) — з 12 до 16 год. У денні го-
дини середня місячна відносна вологість в окремі
роки більше змінюється: у грудні та січні о 13 год —
від 78 до 91 %, у лютому - від 71 до 90 %. Навесні
коливання відносної вологості вже більше виражені.
Найнижча добова вологість (близько 60 %) спос-
терігається навесні від 15 до 18 год. Добовий макси-
мум (90 %) вологості влітку відмічається вранці (о 6
год), після чого відбувається її різке падіння. Добо-
вий мінімум у середньому від літа до осені підви-
щується і в жовтні становить 69 %.
Відносна вологість залежно від форм рельєфу у до-
бовому та річному ході зазнає великих змін. На гор-
бистій місцевості коливання вологості проявляється
більше у нічні години. Внаслідок турбулентності ця
різниця часто згладжується. У горах відмічається
складний розподіл відносної вологості повітря,
нерідко у зв'язку з особливостями орографії спос-
терігається її збільшення.
За багаторічними даними відносна вологість о ІЗ
год для полонин та передгірних районів Українських
Карпат становить 65 - 67 %. для високогірної части-
ни - 70 - 75 %.
Хід відносної вологості у горах залежить від місце-
вих умов. На пологих вирівняних поверхнях (поло-
нинах) та в долинах, незалежно від висоти над
рівнем моря, навесні га влітку зберігається звичай-
ний для рівнинної території добовий та річний хід з
мінімумом у денні години і з максимумом у нічні го-
дини (восени та взимку).
На схилах та вершинах гір коливання відносної во-
логості істотно змінюються. Із зростанням висоти
відбувається порушення добового та річного ходу
відносної вологості. Це пояснюється розвитком
висхідних потоків повітря вдень, які збільшують
вміст вологи та відносну вологість на висотах. Нав-
паки. вночі переважають низхідні рухи повітря, під
час яких температура збільшується, а відносна во-
логість зменшується.
Добові коливання відносної вологості в Українсь-
ких Карпатах значною мірою залежать від топог-
рафічних умов і менше від висоти місцевості. У зи-
мовий час — у грудні та січні — добові коливання не-
великі: у гірських долинах від 3 до 5 %, а на рівни-
нах - до 7 %. Починаючи з березня добові коливан-
ня збільшуються і в літні місяці досягають максиму-
му (25 - 30 %). На Закарпатській низовині відносна
вологість влітку становить 55 - 60 %. У Псрсдкар-
патті вона дещо виша - 60 - 66 %. В Українських
Карпатах під час фену відносна вологість подекуди
вночі зменшується до 30 - 35 %. У більшості випадків
феновий ефект найкраще проявляється взимку,
влітку ж він послаблюється ходом інсоляції.
Значення відносної вологості повітря можуть
істотно відрізнятись залежно від місцевих умов: на-
явність водойм, зрошуваних земель, форми рельєфу,
характеру рослинності. Над водною поверхнею во-
логість значно вища ніж над сушею. У великих
містах, де температура повітря вища, відносна во-
логість нижча на 2 - 3 % порівняно із позаміською
зоною. Це явище зумовлено також зменшенням
плоші випаровувальної поверхні у містах.
Число днів із високою (80 % і більше) та низькою
(ЗО % і менше) відносною вологістю є непрямим по-
казником посушливості клімату. Дні, коли вологість
повітря досягає 80 % і більше відносяться до вологих,
а коли 30 % і менше - до сухих. Число сухих днів є
одним із важливих показників засушливості та су-
ховійності погоди. На розподіл числа вологих та су-
хих днів на території впливає температурний режим
та надходження вологи в атмосферу.
У середньому за рік на більшій частині території
відмічається 90 - 100 вологих днів. На сході їх
кількість зменшується до 70 - 80. Разом з тим число
вологих днів може перевищувати 120, як це було у
1980 р. Найбільша річна кількість вологих днів ха-
рактерна для Кримських гір (Ай-Петрі — 168, Ка-
рабі-Яйла — 154). У центральних степових районах
Криму число вологих днів за рік становить близько
85, на північно-західному узбережжі — понад 100
днів, на південно-західному (Євпаторія) - до 93 днів,
на Південному березі Криму (Ялта) — до 73 днів.
Найбільше число вологих днів характерне для зи-
мових місяців (близько 20), найменше (1 - 2) — для
літніх. У Києві в грудні 1979 р. спостерігалось 24 та-
ких дні, у Полтаві — 26 (листопад 1980 р., грудень
1982 р.). За рік число вологих днів зменшується з
півночі та північного заходу на південь та південний
схід від 120 до 80 днів (рис. 3.6.4).
У деякі роки число вологих днів в окремі місяці та
за рік може відхилятись від середнього. Інколи
відносна вологість 80 % і більше може утримуватись
протягом одного-двох місяців (Дніпропетровськ, гру-
день-січень 1947 р.) спостерігаються протягом року.
На Ай-Петрі у середньому за рік буває 24 дні з та-
кою вологістю, а в січні у 1,5 випадків вологість ста-
новить лише 0 - 9 %.
За рік число сухих днів на території змінюється від
З - 6 на заході до 60 на півдні та південному сході.
На півночі у середньому спостерігаєгься близько 12
162
Рис. 3.6.4. Число днів з відносною вологістю повітря 80 % і більше. Рік.
чим вона вища, тим більший
дефіцит насичення за певних
значень парціального тиску
водяної пари (рис. 3.6.1). Ос-
танній, у свою чергу, знач-
ною мірою залежить від во-
логозбереження повітряної
маси у даний час.
Найменші значення дефі-
циту насичення спостеріга-
ються у холодний період року,
найбільші — у теплий. Взим-
Рис. 3.6.5. Число днів з відносною вологістю повітря ЗО % і менше. Рік.
ку, за значної хмарності, час-
тих опадів і повної відсутності
випаровування, вологість по-
вітря порівняно рідко досягає
повного насичення.
Відповідно до річного ходу
температури повітря дефіцит
насичення за цей період ду-
же незначний (рис. 3.6.1).
Взимку середній місячний
дефіцит насичення водяної
пари мінімальний і стано-
вить у січні 0,4 - 0,7 гПа, за
винятком західних областей
сухих днів за рік. За останні 25 років у північних
районах найсухішими були 1975 та 1992 рр. У прибе-
режних районах сухих днів мало (1-5 днів за рік).
Число днів з відносною вологістю менше ЗО % може
досягати в окремих пунктах 15-20 (травень 1949 р.,
червень 1972 р.). У Луганську у травні та червні 1979 р.
було відмічено по 27 таких днів, а в серпні — 20. За
останні 25 років мінімальна відносна вологість ста-
новила лише 6 % у Луганську 27 травня 1979 р. До
того ж у Луганську в 1975 р. було зафіксовано І ІЗ су-
хих днів (рис. 3.6.5).
3.6.3.	Дефіцит насичення
Дефіцит насичення (0) - це різниця між тиском
насиченої водяної пари (Е) і парціальним тиском во-
дяної пари (е), яка міститься у повітрі за даної тем-
ператури повітря:
а = Е - е.	(З.б.і)
Дефіцит насичення, як і парціальний тиск водя-
ної пари, виражається у гектопаскалях (гПа). Він
впливає на інтенсивність випаровування і викорис-
товується у розрахунках, оскільки випаровування
залежить від кількості пари, яку повітря ще у змозі
поглинути. Дефіцит насичення є критерієм оцінки
посушливих умов погоди. На його значення також,
як і на інші показники вологості повітря, вплива-
ють топографічні умови підстильної поверхні. На
випуклому рельєфі порівняно з рівнинною поверх-
нею дефіцит насичення вночі завжди виший, а
вдень нижчий, а на увігнутих, навпаки, вночі —
нижчий ніж вдень.
Дефіцит насичення водяної пари змінюється про-
тягом року аналогічно температурному ходу повітря:
(0,7 - 1,4 гПа), півдня Одеської області (0,8 - 1,0 гПа)
та Криму (0,9 - 2,2 гПа). Протягом цього сезону він
мало змінюється (на 0,1 - 0,2 гПа).
Навесні, з підвищенням температури повітря,
дефіцит насичення дуже швидко підвищується, особ-
ливо вдень. З лютого до березня він збільшується на
півночі, північному сході та сході на 0,5 - 0,7 гПа. на
півдні (Запорізька, Миколаївська, Херсонська та
Одеська області) - на 0.5 - 1,2 гПа, у Крим)' - на 0,4
- 1,0 гПа. З березня до квітня на переважній частині
території відмічається збільшення на 2 - 3 гПа,
найбільше його зростання (на 3-4 гПа) спостерігаєть-
ся з квітня до травня (особливо інтенсивне воно у
Харківській, Кіровоградській. Полтавській, Лу-
ганській. Донецькій та Дніпропетровській областях).
Найбільших значень дефіцит насичення водяної
пари набуває влітку (у червні або липні, інколи у
серпні). На Поліссі та в Лісостепу він становить 6 -
8 гПа, у Степу - 8 - 14 гПа, у Криму — 9 - 13 гПа.
Найменші значення відмічаються в Українських
Карпатах (2,8 - 3,2 гПа).
Восени разом зі зниженням температури повітря
відбувається і зниження дефіциту насичення. Значне
його зменшення (на 2-3 гПа на Поліссі та в Лісос-
тепу, на 3 - 5 гПа у Степу та Криму) спостерігається
із серпня до вересня та з вересня до жовтня. У лис-
топаді дефіцит насичення незначний (0,7 - 1,0 гПа)
на всій території, за винятком південної частини (1,2
- 1,9 гПа) та Криму (1,4 - 3,2 гПа).
Взимку дефіцит насичення в окремі роки зміню-
ється мало. У січні на значній частині території най-
нижчі значення коливаються від 0,1 до 0,5 гПа (1963,
1966, 1987 рр.), у Криму — від 0,4 до 1,5 гПа. Най-
вищі значення дефіциту насичення становлять 0,7 -
1,6 гПа ()983, 1989, 1990 рр.), на півдні Одеської
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
163
області - 1,4 - 1,9 гПа, у Криму - від 1,3 до 3,2 гПа
(1971 р.).
Влітку амплітуда дефіциту насичення водяної пари
збільшується на Поліссі до 9 гПа, у центральній,
південній частинах і Криму до 15 гПа, причому
мінімальні значення дефіциту насичення зменшу-
ються до 3 гПа, а максимальні збільшуються до 21
гПа. Проте в окремі дні, за різкої зміни вологозбере-
ження повітряних мас, дефіцит насичення може бу-
ти досить значним.
Мінливість дефіциту насичення водяної пари у хо-
лодний період року (жовтень-березень) незначна: се-
реднє квадратичне відхилення на всій території ста-
новить лише 0,1 - 0.9 гПа, у Криму — 0,4 - 2,3 гПа,
тоді як у теплий період року (квітень-вересень)
дорівнює 0,9 - 4.9 гПа, у Криму — 0,8 - 4,4 гПа.
Місяці з найбільшим дефіцитом насичення харак-
теризуються і найбільшим випаровуванням. Інфор-
мація про добовий хід дефіциту насичення дає уяв-
лення про зміни випаровування протягом доби.
Взимку добовий хід дефіциту насичення водяної пари
практично не виражений. Найбільші його значення
(від 0,6 гПа на півночі до 3,0 гПа у Криму) спостеріга-
ються вдень (після ІЗ год), найменші (від 0,4 гПа на
півночі до 2,0 гПа у Криму) — вночі (01 год) і перед
сходом Сонця (07 год). З березня він стає більш
помітним. Особливо чітко спостерігається добовий
хід дефіциту' насичення водяної пари влітку, коли
випаровування досягає найбільших значень. Вночі
дефіцит насичення на переважній частині території
становить 1,5 - 9,0 гПа, у Криму — 2,5 - 14,0 гПа,
вдень — 10-25 гПа.
У травні та жовтні добовий хід дефіциту насичен-
ня водяної пари близький до літнього, а ранньої вес-
ни та пізньої осені — до зимового.
В Україні дні з дефіцитом насичення понад 20 гПа,
шо призводить до зниження тургору у рослин, спос-
терігаються рідко (225). За останні 30 років такі дні
відмічалися у серпні 1972 р. у Харківській (Приколот-
не — 19,6 гПа), Луганській (Сватове — 20,5 гПа. Біло-
водськ - 21,9 гПа. Луганськ — 20,4 гПа), Донецькій
(Артемівськ - 20,6 гПа, Дебальцеве — 19,5 гПа) об-
ластях і тощо.
Режим вологості значною мірою впливає на техно-
логічні процеси у проектуванні цивільних, промис-
лових та інших споруд, на комфортні умови у
приміщеннях та умови праці людей на відкритому
повітрі.
3.7.	ХМАРНІСТЬ
Хмарність є однією з важливих характеристик по-
годи та клімату. Режим хмарності формується під
впливом синоптичних процесів, які визначають
вміст вологи у повітряних масах та напрям їх пе-
реміщення. Значну роль відіграє і підстильна поверх-
ня, особливо від травня до серпня, коли зі збільшен-
ням сумарної радіації зростає її термічна неоднорід-
ність. У цей період виникають висхідні та низхідні
течії, які сприяють розвитку хмар або їх розпаду.
Хмари створюють умови для забезпечення життє-
діяльності на Землі. Вони впливають на вологообіг у
природі, радіаційний та тепловий режим і відіграють
роль кліматоутворювального фактору. Розподіл хмар,
їх властивості необхідні для теоретичних розрахунків
хмаро- га опадоутворення, моделювання клімату,
складання довгострокових прогнозів погоди. Значну
роль ця інформація відіграє і для вирішення прик-
ладних завдань, таких як оцінка поглинання елект-
ромагнітних хвиль, стійкість космічного та наземно-
го радіозв'язку, придатність хмар до активною вшли-
ву та ін.
3.7.1.	Ступінь покриття небосхилу хмарами
Кількість хмар залежить від динамічних явиш в ат-
мосфері, їх сезонних змін, траєкторій циклонів, на-
явності ліній конвергенції.
На заході України та в гірських районах Українсь-
ких Карпат (Пожежевська) небосхил закритий хмара-
ми у середньому за рік на 67 - 68 %, на Закарпатській
низовині та півночі дешо менше - 62 - 65 %. У цент-
ральних та східних районах хмарність зменшується до
60 - 63 %, а на півдні до 55 - 57 %.
Найбільше хмар спостерігається зимою: майже на
всій території країни близько 70 - 75 % небосхилу зак-
рито хмарами. Дешо менше (на 3 - 4 %) їх відмічаєть-
ся на південному заході та південному сході а також у
гірських районах Українських Карпат (на 10 %).
Весною на півночі хмарність зменшується до 60 -
62 %, на Закарпатській низовині, у західних, цент-
ральних та східних районах — до 64 - 68 % і на півдні
та південному сході — до 58 - 60 %; незначне збіль-
шення її спостерігається лише у гірських районах
Українських Карпат.
Літом хмар ше менше (35 - 55 %), але просторовий
розподіл їх більш неоднорідний, ніж зимою та весною:
на заході небосхил закритий хмарами на 55 - 60 %, у
північних районах — 50 - 55 %, центральних та східних
- 45 - 55 %, а в південних - всього на 35 - 45 %.
Восени небосхил вкривається хмарами більш
рівномірно. Майже на всій території небо закрите на
60 - 65 %, а в південних районах — на 47 - 53 %.
У зимовий сезон відмінності у кількості загальної
хмарності невеликі. Для всієї території у ірудні вона
становить близько 8 балів (тільки на південному за-
ході і Південному узбережжі Криму — 7,5 бала та в
гірських районах Українських Карпат — 7 балів); у
січні та лютому - 7,0 - 7,5 балів.
Весною кількість хмар зменшується у середньому
за місяць на 0,7 бала.
У літні місяці кількість хмар теж зменшується, але
починають проявлятися відмінності між районами.
На Закарпатській низовині, заході і півночі змен-
шення хмар у червні, липні становить 0,1 - 1,2 бала,
серпні 0,5 бала: центральних та східних районах —
0.3 - 0,5 бала щомісячно; південних - 0,6 - 0,7 бала
у червні, липні і 0,4 бала — у серпні. У Криму в
перші два літні місяці зменшення хмар досягає 0.9 -
1.0 бал. а в серпні всього 0.2 бала.
Восени повсюди починається збільшення хмар-
ності. однак у вересні воно незначне (0.4 бала),
164
проте у наступні місяці значно підвищується (у
жовтні приблизно на 0.9 бала, листопаді на 2 бала).
Амплітуда річного ходу загальної хмарності у
західних та північних районах становить 2,9 бала, у
центральних — 3,6, східних та південних — 4,2, а в
Криму - 4,7 база.
Для авіації, насамперед для діагнозу та прогнозу
умов зльоту га посадки літаків, дуже важливе значен-
ня мас врахування кількості хмар нижнього ярусу.
На заході і півночі нижня хмарність у середньому за
рік вкриває небосхил на 45 %, у центральних та
східних районах - на 42 - 43 %, а в південних та в
Криму - на 37 - 38 %.
Річний хід кількості хмар нижнього ярусу має той
же характер, шо і загальна хмарність, тобто найбіль-
ше нижніх хмар спостерігається у холодний період
року (листопад-лютий). З березня кількість їх почи-
нає зменшуватися і досягає мінімуму у липні-ве-
ресні. У жовтні хмарність нижнього ярусу знову
збільшується.
Таблиця 3.7.1
Вклад (%) нижньої хмарності у загальну
Станція	Сезон				Період	
	зима	весна	ЛІТО	ОСІНЬ	холодний (листопад- березень)	теплий (квітень- жовтень)
Чернігів	79	60	56	71	78	58
Льшв	73	60	57	65	*Т2	58
Черкаси	78	57	54	65	77	54
Луганськ	84	70	69	77	84	69
Ужгород	80	63	63	69	77	62
Херсон	72	56	51	59	70	52
Сімферополь	68	51	53	56	66	51
У холодний період року майже на всій території
кількість нижньої хмарності становить 5,5 - 6,0 балів
(у грудні до 6,5 - 7,0), відмінності між регіонами нез-
начні (у межах 0,5 бала). Протягом теплого періоду
року на заході га півночі нижня хмарність дорівнює
3,5 бала, у центрі та на сході - 3 бала, а на півдні та
Криму — 2,5 бала.
Вклад хмар нижнього ярусу у загальну хмарність
на Закарпатській низовині та на сході становить 70 -
75 %, західних, північних і центральних районах —
близько 65 %, а південних та в Криму - майже 60 %
низовині; сезонні відмінності більше проявляються у
північних та центральних районах (кількість нижніх
хмар у теплий та холодний періоди відрізняється на
20 - 23 %).
У зимові місяці добові зміни невеликі (до 1 балу).
Збільшення хмарності відмічається о 9 год (рис. 3.7.1.).
Весною і восени амплітуда добового ходу збільшуєть-
ся (1,5 - 2,0 бала). Найбільша кількість хмар спос-
терігається у березні, жовтні та листопаді о 9 год, а в
квітні, травні та вересні о 15 год. У літні місяці чітко
визначається максимум кількості хмар також о 15 год,
у ранкові та вечірні години їх дешо менше, у нічні го-
дини ще менше. Збільшення хмарності вдень є
наслідком посилення конвекції, швидкості вітру та
зростання тертя у граничному' шарі атмосфери.
Найменша повторюваність ясної погоди (0-2 ба-
ли) спостерігається зимою (20 %), весною вона
збільшується (до 30 %), літом відмічається максимум
(40 %), а восени вона зменшується до 30 %.
У зимові місяці повторюваність ясної погоди у
регіонах змінює'ться незначно. Найменшою вона бу-
ває у грудні (на всій території 13 - 16 %, тільки у
Криму — до 20 %). Весною (особливо у березні,
квітні) спостерігається збільшення ясної погоди до
30 - 35 %.
У літні місяці ясна погода відмічається у центральних
районах (до 42 %), східних (49 %). південних (54 %) і у
Криму (60 %). Максимум її приходиться на серпень. У
північних та західних регіонах збільшення ясної пого-
ди теж має місце (до 32 - 35 %), але з максимумом у
вересні.
Восени повторюваність ясної погоди повсюди
зменшується: у вересні на 1 - 3 %, а в жовтні у
північних, центральних, східних, південних регіонах
та в Криму на 10 - 15 %, на Закарпатській низовині
та в західних районах — до 3 %. У листопаді вона
продовжує зменшуватись (порівняно з жовтнем на 10
- 15 %) і становить 14 - 20 %, а в Криму - 27 %.
Взимку повторюваність похмурого неба досить ви-
сока (70 - 75 %) і характерна для всієї території. Між
північними га південними районами а також між
західними та східними відмінності незначні (до 5 %).
Просторовий розподіл хмарності у цей сезон зумов-
люється в основному переміщенням циклонів, які
внаслідок мсзомасштабності синоптичних процесів
впливають практично на всю Україну (рис. 3.7.2).
Весною частота похмурого неба зменшується. Для
північних, центральних і східних районів вона
(табл. 3.7.1). Найбільший він
зимою (69 - 84 %) і восени
(56 - 77 %), а найменший
весною і літом (51 - 70 %).
Мінімум спостерігається
літом у всіх регіонах, крім
Криму (де мінімум припадає
на весну).
Регіональність розподілу
проявляється збільшенням
вкладу нижніх хмар у загаль-
ну хмарність протягом року
на сході та Закарпатській
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
165
166
— Ужгород — Херсон ---• Сімферополь
Рис. 3.7.4. Річний хід повторюваності (%) похмурого
неба (8-10 балів) за загальною хмарністю.
становить 55 - 60 %, на Закарпатській низовині, у
західних і північних районах та Криму — 50 - 55 %.
У літній сезон картина неоднорідна. Повторю-
ваність похмурого неба у західних і північних райо-
нах зменшується до 40 - 45 %, центральних та
східних - до ЗО - 35 %. а в південних та Криму —
до 20 - 25 % (рис. 3.7.3).
Восени повторюваність похмурого неба збільшуєть-
ся. У північних районах вона становить 60 - 65 %,
центральних і східних — 55 - 60 %, ‘південних і
західних - 50 - 55 %, на крайньому південному за-
ході, у Криму та на Закарпатській низовині — близь-
ко 45 %. Якщо порівнювати перехідні сезони (весна,
осінь), то у північних і західних районах повторю-
ваність похмурого неба більша восени; у централь-
них і східних районах вона майже однакова, а на За-
карпатській низовині, південних районах і Криму
похмуре небо частіше буває весною. Ці відмінності
не дуже великі (5 - 10 %).
Похмуре небо у зимові місяці (грудень-лютий)
спостерігається у 70 - 80 %, поступово зменшуючись
навесні (щомісяця на 10 %), і у травні становить 45
- 50 %. Відмінності по території незначні (3 - 4 %)
(рис. 3.7.4).
У літні місяці похмуре небо спостерігається мало,
мінімум відмічається у липні-серпні. У теплий період
в основному проявляються відмінності у частоті пох-
мурого неба у різних регіонах. У червні в Криму пов-
торюваність похмурого неба дорівнює 30 %, на решті
території — 40 - 45 %. У липні-серпні похмуре небо
у Криму буває у 20 %, у південних та східних райо-
нах — 28 - 30 %, центральних та на Закарпатській ни-
зовині - 35 - 39 %, а в північних та західних регіонах
- 40 - 42 %.
У вересні повторюваність похмурого неба на всій
території зростає на 3 - 6 %, у жовтні — на 15 %, лис-
топаді - на 20 %. У Криму, південних та східних
районах амплітуда річного ходу похмурого неба
найбільша (50 %), а в західних та північних районах
найменша (30 - 35 %).
У зимові місяці напів'ясна погода (3-7 балів)
спостерігається у 10 % випадків, у перехідні місяці
(березень-квітень та жовтеиь-листопад) - до 15 % і
тільки з травня до вересня напів'ясна погода збіль-
шується до 20 - 25 %. Причому цс характерно для
всіх регіонів країни.
3.7.2.	Стійкість ясної і похмурої погоди
Число ясних днів за загальною хмарністю коли-
вається на території від 30 до 80 днів. У західних та
північних регіонах за рік відмічається 35 - 40 ясних
днів, на Закарпатській низовині - близько 50, а в Ук-
раїнських Карпатах (Пожежевська, Івано-Франків-
ськ. Дрогобич) - всього 30 - 35 днів. На решті тери-
торії ясні дні бувають частіше: у центральних районах
— 45 - 50 днів, на сході - 50 - 55, у південних - 60 -
65, на крайньому півдні — до 70 - 75 днів. У Криму
також відмічається значне число ясних днів: у захід-
ній частині -75 - 80, а в східній - 65 - 70.
Розподіл числа ясних днів за нижньою хмарністю
подібний до розподілу за загальною, лише число яс-
них днів значно більше. У західних і північних райо-
нах таких днів буває 80 - 90 за рік (на Закарпатській
низовині — 100 - 110, Пожежевська, Івано-Франківськ
- 70 днів). У центральних районах спостерігається 100
- 105 ясних днів, східних — 100 - 120, південних - 120
- 140, а на крайньому півдні — до 150. У Криму їх чис-
ло дорівнює 130 - 140 у східній частині і понад 160
днів у західній. Отже, нижня хмарність більш харак-
терна для західних та північних регіонів.
Середнє число похмурих днів за загальною
хмарністю у північних районах становить 145 - 150
днів за рік, центральних та східних -130 - 140,
південних — 115 - 120, а на крайньому' півдні та в
Криму — 100 - 115 днів (рис. 3.7.5). Найбільш неод-
норідним є розподіл числа похмурих днів в Українсь-
ких Карпатах: на Закарпатській низовині - до 130,
Передкарпатті - 140 - 145, гірських районах (Поже-
жевська) відмічається максимальне (150 - 170) число
похмурих днів. Мінімальне число похмурих днів
спостерігається на крайньому півдні (90 - 95) та на
півдні Криму (100 - 105).
За нижньою хмарністю найбільше число похмурих
днів на крайній півночі (90 - 100) і в Українських
Карпатах (100 - 120) (рис.3.7.6). У центральних та
східних районах воно зменшується до 80 - 85, а на
півдні та в Криму — до 50 - 60 днів.
Стійкість ясної та похмурої погоди за загальною та
нижньою хмарністю характеризується коефіцієнтами
Кя та Кп і визначається за співвідношеннями:
Число ясних днів (%)
Кя = ------------------------------------------’
Повторюваність відміток хмарності 0-2 бали
Число похмурих днів (%)
Кп =-------------------------------------------
Повторюваність відміток хмарності 8-10 балів
Коефіцієнт стійкості ясної погоди за загальною
хмарністю найбільший літом, а найменший зимою, а
коефіцієнт стійкості похмурої погоди, навпаки, мак-
симальний зимою, а мінімальний літом (табл. 3.7.2).
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
167
168
Таблиця 3.7.2 Коефіцієнт стійкості (%) ясної Кд і похмурої Кп погоди за нижньою та загальною хмарністю															стійкості ясної погоди літом становить 45-50 %, а в Криму — 70 %. Зимою для західних і центральних районів коефіцієнт стійкості ясної погоди дорів- нює 40 %, північних та східних — 35 %, а пів- денних — 30 %. Похму- ра погода зимою до- сить стійка, майже на всій території коефіці- єнт стійкості похмурої погоди дорівнює 80 %, тільки на крайньому півдні 70 - 75 %. У літ- ній сезон у західних і північних районах ко- ефіцієнт стійкості пох- мурої погоди становить 50 - 55 %, центральних - 45 %, а на сході та півдні — 30 - 40 %. У західних, північ- них та центральних районах коефіцієнт стійкості ясної пого- ди більший весною, а на півдні та сході — восени. Похмура по- года домінує весною майже всюди. Для нижньої хмар- ності спостерігаються ті ж закономірності у ході коефіцієнтів стій- кості ясної та похму- рої погоди, що і для загальної. Коефіцієнт стійкості ясної погоди максимальний літом, мінімальний зимою. У перехідні сезони ясна погода більш стійка восени ніж весною. Похмуре небо більш стійке зимою, а мен- ше літом, у перехідні сезони у південних районах воно домінує весною, а на решті тс-
Станція	Хмар- ність	Коефі- цієнт	1	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII	
Чернігів			36	32	41	41	42	37	42	49	49	36	31	35	
	Загальна	кп	79	74	73	63	51	51	48	55	52	66	82	85	
	Нижня	«я	42	41	54	61	66	63	68	67	69	48	45	43	
		Кп	65	60	61	44	31	24	зо	ЗО	35	54	72	78	
Львів	Загальна	«я	34	39	53	50	38	41	47	48	54	51	29	39	
		Кп	77	78	73	63	60	54	56	54	53	61	76	81	
	Нижня	Кя	46	47	55	67	59	61	62	70	71	64	46	45	
			64	65	56	52	47	48	39	36	44	49	68	66	
Черкаси	Загальна	Кя	46	39	47	48	40	41	48	58	48	40	43	41 85	
		«П	80	80	71	62	60	54	41	40	55	68	86		
	Нижня	«я	53	48	53	64	57	65	70	76	68	57	45	47	
			69	68	57	44	37	44	24	32	41	59	76	78	
Луганськ		Кя	34	37	36	46	44	45	51	61	57	52	45	37	
	Загальна	кп	81	77	72	64	50	40	33	37	38	62	75	85	
	Нижня	Кя	38	42	51	59	63	60	67	70	76	61	44	40	
		Кп	69	68	55	47	28	26	22	23	32	53	65	74	
Пожежевська	Загальна	кя	63	60	39	62	17	25	28	39	59	68	38	35	
		Кп	57	73	82	69	71	60	79	63	52	63	87	82	
	Нижня	Кя	70	65	44	66	22	24	39	46	70	72	49	50	
		кп	54	68	74	46	76	51	65	54	55	54	72	69	
Ужгород	Загальна	Кя	38	48	57	Л8	40	45	55	53	57	55	31	35	
		Кп	74	78	70	60	56	56	48	49	51	54	77	81	
	Нижня	Кя	53	55	64	68	61	64	70	74	74	76	52	47	
		Кп	66	62	51	46	35	40	ЗО	34	43	43	64	74	
Болград		Кя	32	25	28	41	34	38	58	59	58	44	ЗО	зо	
	Ззі альнз	Кп	67	66	67	61	59	47	36	35	39	46	68	79	
	Нижня	Кя	31	47	48	62	62	68	78	79	78	63	50	56	
		Кп	49	51	45	33	ЗО	20	13	12	12	26	54	59	
Херсон		Кя	37	28	35	43	37	44	55	62	62	42	35	28	
	Заі	Кп	76	77	64	62	50	42	33	26	41	51	76	78	
	Нижня	Кя	46	43	50	65	70	73	76	83	81	62	45	41	
		Кп	57	53	41	39	28	17	16	11	16	ЗО	59	59	
Сімферополь	Загальна	Кя	41	32	38	48	46	56	72	75	70	57	43	36	
		Кп	75	74	65	55	49	42	25	22	зо	42	67	75	
	Нижня	Кя	56	51	64	75	74	79	85	88	71	72	63	58	
		Кп	58	53	50	34	28	25	14	12	23	29	53	55	
Ялта	Загальна	Кя	25	19	34	46	38	61	75	76	70	48	40	27	
		Кп	74	76	71	62	52	37	24	19	33	54	66	69	
	Нижня	К«	43	37	54	65	67	82	88	87	79	64	57	45	
		Кп	62	57	50	36	36	19	9	,0	22	38	56	56	риторії — восени.
РІЗНИЦЯ між ко-
Винятком є гірські райони Українських Карпат (По-
жежевська), де найменш стійка ясна погода буває
весною (39 %) і літом (31 %), а зимою та восени ко-
ефіцієнт стійкості найвищий (53 і 55 %). Похмура
погода менш стійка літом (67 %), а більш стійка —
весною і зимою (74 та 71 %).
На переважній частині території коефіцієнт
ефіцієнтами стійкості ясної та похмурої погоди за за-
гальною і нижньою хмарністю має місце тільки у зна-
ченнях коефіцієнтів, тобто коефіцієнт стійкості ясної
погоди більший, а коефіцієнт стійкості похмурої по-
годи менший за нижньою хмарністю. Зимою ко-
ефіцієнт стійкості ясної погоди за нижньою
хмарністю становить 40 - 50 % на всій території.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
169
літом — 65 - 70 % для більшої її частини і 75 - 85 %
у південних районах.
Зимою коефіцієнт стійкості похмурої погоди
дорівнює 65 - 70 % (на півдні 55 %), а літом у західних,
північних і центральних районах — ЗО - 40 %, на сході
та півдні — 10 - 20 %.
3.7.3.	Режим хмарності за формою і висотою
Хмари верхнього ярусу. Перисті хмари (Сі) най-
частіше є складовою великомасштабних хмарних
систем теплих та холодних фронтів, але іноді існують
і як самостійний шар. Під час заповнення циклонів
або адвекції сухого повітря вони зберігаються довше,
ніж інші форми хмар.
Оскільки утворення перистих хмар пов'язано з
циклонами, то їх повторюваність досить значна про-
тягом року на всій території. У холодний період ро-
ку у південних районах перистих хмар відмічається
більше (26 %) ніж у північних (14 %), що зумов-
люється активнішою циклонічною діяльністю над
Чорним морем у цей період, літом циклонічна
діяльність слабшає, тому перисті хмари частіше
(близько 10 %) спостерігаються у північних районах.
Наявність перистих хмар у західних і східних райо-
нах майже однакова, тільки у листопаді-грудиі на за-
ході вона на 6 % більша, ніж на сході. Це пов'язано
з активнішою циклонічною діяльністю над західни-
ми районами. На Закарпатській низовині, де хмарні
системи фронтів потужніші ніж після перевалювання
через Карпати, перистих хмар значно більше протя-
гом року порівняно з Передкарпаттям, особливо у
теплий період (на 6-10 %).
Перисто-шаруваті хмари (Се) більше пов'язані з
теплими фронтами ніж із холодними, тому вони
частіше спостерігаються зимою ніж літом. Це власти-
во всім регіонам. Повторюваність перисто-шаруватих
хмар значно менша, ніж перистих. У холодний період
року вона становить 5 - 6 %, теплий — 2 - 4 %. На те-
риторії відмінності незначні: перисто-шаруватих
хмар дешо більше у центральних та південних райо-
нах внаслідок впливу теплих фронтів південних цик-
лонів.
Перисто-купчасті хмари (Сс) виникають у повітря-
них хвилях або конвективних осередках у верхній
тропосфері. Спостерігаються значно рідше ніж пе-
ристі та перисто- шаруваті хмари. У середньому їх
повторюваність зимою у західних та північних райо-
нах всього 1%, у центральних, східних та південних
— 3%, літом відповідно 2 та 4 %.
Хмари середнього ярусу. Високо-купчасті хмари (Ас)
утворюються у гравітаційно-зсувних хвилях, де є умо-
ви для розвитку конвекції. Найчастіше над високо-
купчастими хмарами існує затримуючий шар
(інверсія). Вважається, шо створенню інверсійного
шару сприяє власне випромінювання хмар. Високо-
купчасті хмари спостерігаються досить часто, вони по-
ширені на всій земній кулі. Таким чином, високо-куп-
часті хмари можуть формуватися у різних кліматичних
умовах і над будь-якою підстильною поверхнею.
Річний хід повторюваності високо-купчастих хмар
неоднорідний. На всій території високо-купчастих
хмар літом більше ніж зимою, особливо у північних
(31 і 19 %), центральних (27 і 18 %) та східних райо-
нах (21 і 17 % відповідно). На Закарпатській низо-
вині та на заході високо-купчастих хмар зимою та
літом майже однакова кількість, проте на навітряній
частині гір (Закарпатська низовина) у теплий період
їх на 1 - 2 % менше ніж у холодний, а на підвітряній
(Передкарпаття) на стільки ж більше. У південних
районах високо-купчастих хмар значно менше літом
(24 %), ніж зимою (36 %).
Найбільша повторюваність високо-купчастих хмар
у холодний період спостерігається у західних (27 %)
та південних (39 %) районах. У теплий період висо-
ко-купчасті хмари відмічаються майже всюди у ме-
жах 26 - 28 %, крім Закарпатської низовини та
східних районів (20 %).
Високо-шаруваті хмари (Ах) найчастіше пов'язані з
фронтами, але вони можуть існувати і самостійно.
Повторюваність високо-шаруватих хмар має чіткий
річний хід. вони частіше спостерігаються у холодний
період року (9 - 19 %), ніж у теплий (2-9 %). Цим
підтверджується переважно фронтальне їх походжен-
ня. Протягом року вони найчастіше спостерігаються
у північних районах (січень — 19 %, липень — 9 %).
На решті території повторюваність високо-шарува-
тих хмар у теплий період року майже однакова (ли-
пень 2-3 %). У холодний період у східних та півден-
них районах їх більше ніж на заході (у січні
відповідно 15 - 16 % і 9 - 12 %), а найменше — на За-
карпатській низовині (січень — 9 %, липень 2-3 %).
Хмари нижнього ярусу. Шаруваті хмари (81) досить
рідко спостерігаються у теплий період року. У липні
шаруватих хмар на Закарпатській низовині, східних
та південних районах менше 1 %, у Передкарпатті та
на півночі — 2 - 3 %. У холодний період року поява
шаруватих хмар значно збільшується. У січні на 'За-
карпатській низовині вона становить 7 %, у західних
районах — 12 %. а на решті території — вдвічі більша
(18 - 23 %).
Шарувато-купчасті хмари (8с), як і шаруваті, фор-
муються під затримуючими шарами, але мають харак-
терну хвильову або осередкову структуру. їх виник-
нення часто пов'язане з антициклонами, які утворю-
ються внаслідок хвильової діяльності на атмосферних
фронтах. Це досить поширена форма хмар на всій те-
риторії. Протягом року їх частота знаходиться у межах
20 - 40 %, на Закарпатській низовині, західних та
північних районах — ЗО - 40 %. У центральних,
східних та південних районах річний хід слабо вира-
жений: у січні повторюваність становить 20 - 26 %, а
в липні — 14 - 18 %. Літом, коли збільшується
нестійкість граничного шару, шарувато-купчастих
хмар має бути більше ніж зимою, але відбувається
навпаки. Таке явище можна пояснити більшою
сухістю повітря граничного шару атмосфери літом.
Шару вато-дощові хмари (N8) є частиною великих
шарувато-дощових - високо-шаруватих хмарних сис-
тем №-Аь (№-А5-С$) атмосферних фронтів. У зоні
теплого фронту їх виникнення пов'язано з висхідни-
ми рухами, вздовж лінії фронту товща хмарної сис-
теми найбільша (до 5-6 км) внаслідок посилення
170
циркуляції у теплій масі повітря та конвергенції
повітряних течій у граничному шарі.
Над холодними фронтами, які повільно рухаються,
теж можуть утворюватися системи шарувато-дощо-
вих - високо-шаруватих хмар (Мз-Ах), але менші за
обсягом. Над лінією фронту вони перероджуються на
високі купчасто-дощові хмари.
Шарувато-дощові хмари мають чітко виражений
річний хід. У холодний період їх значно більше
(січень - 10 - 20 %) ніж у теплий (липень - до 4 %).
Істотних відмінностей у річному ході шарувато-до-
щових хмар у різних регіонах не спостерігається,
особливо у теплий період року.
Річний хід розірвано-дощових хмар (РпіЬ) схожий
з ходом шарувато-дощових, але не чітко виражений.
Амплітуда його майже вдвічі менша ніж шарувато-
дощових хмар (6 та 12 % відповідно). Відмінностей
за частотою цих хмар у різних районах майже не
існує. Таким чином, циклонічна діяльність однако-
вою мірою властива всій території.
Купчасті (Си) та купчасто-дошові хмари (СЬ) утво-
рюються завдяки високим значенням температури та
вологості повітря, наявності конвергенції течій поб-
лизу ліній фронтів а також неоднорідності підстиль-
ної поверхні. Амплітуда річного ходу купчастих хмар
дуже велика. Зимою спостерігається мінімум (1,5 %)
для всієї території. З березня кількість хмар починає
зростати і досягає максимуму у липні (від 19 - 20 %
на Закарпатській низовині і на заході до 25 - 29 % на
решті території). Восени повторюваність купчастих
хмар повсюди швидко зменшується.
Річний хід купчасто-дошових хмар подібний до
розподілу купчастих хмар, але амплітуда дещо менша.
Зимою їх мало (3 %), максимум спостерігається у
червні (від 12 % у південних районах до 22 % на За-
карпатській низовині). Восени (вересень-жовтень)
зменшення купчасто-дошових хмар проходить
повільніше ніж їх збільшення весною, очевидно за
рахунок купчасто-дошових хмар фронтального по-
ходження. Літом, навпаки, лише 70 % купчастих хмар
переростають на купчасто-дощові, тобто умови для
розвитку конвекції не завжди забезпечують ріст куп-
частих хмар до стадії купчасто-дошових хмар. Для їх
розвитку потрібна значна нестійкість атмосфери.
Відмінностей у розподілі
купчастих та купчасто-дошо-
вих хмар у різних регіонах
майже не спостерігається. У
холодний період року вони
практично відсутні. У теплий
період купчастих хмар на За-
карпатській низовині І на за-
ході менше (14 %) ніж на
решті території (18 %). Разом з
тим купчасто-дощових хмар у
цих же районах майже на
стільки ж більше (16 і 10 %
відповідно). У цьому проявля-
ється вплив Карпат, які заго-
стрюють фронтальну діяльність
і сприяють інтенсивнішому
розвитку конвекції (позитивна взаємодія фронталь-
ного та орографічного ефектів у розвитку конвекції).
Слід також відмітити невелику кількість купчасто-
дошових хмар у південних районах у теплий період.
Можливо це пов'язано з відсутністю адвекції холод-
ного повітря, яка загострює розвиток вертикальних
рухів, а значить і конвекції.
Просторова структура хмар. Ступінь покриття не-
босхилу оцінюють за спостереженнями з поверхні
Землі. Вертикальну структуру хмар, висоту їх меж. фа-
зовий стан можна дослідити завдяки літаковому зон-
дуванню атмосфери. У зв’язку з тим, що висота поль-
оту лггака-зондувальника у середньому становить 6,5
км, практично достатньою мірою вивчені хмари
нижнього (8і. 8с, N5) та середнього ярусів (Ас, Ах) і
недостатньою - верхнього (Сі, Сс, Сх).
Нижня межа хмар. Висота нижньої межі шарува-
тих хмар у середньому за сезон становить 0,4 км
(табл. 3.7.3). Середня місячна знаходиться у межах
0,36 - 0,44 км.
Незначні її коливання підтверджують значення се-
реднього квадратичного відхилення: протягом місяця
- 0,08 - 0,18, а сезону - 0,11 - 0,17 км.
Шарувато-купчасті хмари розташовані значно ви-
ше, середні місячні значення висоти нижньої межі
змінюються віл 0,97 до 1,31 км, а середні сезонні - від
0,99 до 1,16 км. Середнє квадратичне відхилення та-
кож зростає відповідно до 0,40 - 0,51 та 0,44 - 0,46 км.
Нижня межа шарувато-дощових хмар приблизно
така, як у шарувато-купчастих. Зимою та восени во-
на становить близько 1,0 км, весною і літом дещо
більше (1,1 - 1,3 км). Проте розмах значень висоти
нижньої межі виший (0,5 - 0,6 км) протягом сезону.
Середня висота нижньої межі шарувато-дощових
хмар за місяць змінюється від 0,93 до 1,42 км.
Висота нижньої межі високо-купчастих хмар у се-
редньому за сезон коливається від 3,2 до 3,5 км, а ви-
соко-шаруватих — від 3,4 до 3,7 км. Цим хмарам
властивий найбільший розмах значень висоти
нижньої межі: у високо-купчастих хмар у межах 0,85
- 1,05 км, а в високо-шаруватих — 1,0 - 1,1 км. Слід
відмітити, шо для всіх форм хмар властиве підви-
щення висоти нижньої межі у теплий період року.
Характерним для більшості хмар є те, шо висота
Таблиця 3.7.3
Статистичні характеристики меж та товщини хмар різної форми (чисельник - середнє
значення, знаменник • середнє квадратичне відхилення)
Форма хмар	Висота нижньої межи, км				Висота верхньої межі, км				Товщина, км			
	зима	 весна	ЛІТО	ОСІНЬ	зима	весна	ЛІТО	осінь	зима	весна	ЛІТО	осінь
Шаруваті	0.38	0.40	0.40	0*40	0.81	0,88	0*77	0*87	0*44	0.49	0.37	0*46
51	0,16	0.14	0.11	0,17	0,29	0,34	0,24	0,31	0,27	0,30	0,22	0,28
Шарувато-купчасті	0.99	ио9	1*16	1*16	1*34	1.49	1*59	1.54	0*38	0,40	0*44	0*36
5с	0,45	0,44	046	0,46	0,48	0.48	0,50	0,50	0,22	0,25	0,29	0,23
Шарувато-дощові	0*96	1,09	1*27	0*28	2*26	2.45	2*27	2*26	1*32	1,00	1,28	1*22
N5	0,56	0,54	0.58	0,50	0,87	0,83	0,64	0,73	0,70	0,43	0,62	0,75
Високо-купчасті	3*27	3*24	3*46	з*зо	3*21	3.72	3*25	V*	0*48	0.49	0*46	0*45
Ас	1,01	0,85	0.86	1,05	1,05	0,92	0,86	1,06	0,39	0.33	0,31	0,34
Високо-шаруваті	з*за	3.46	3*74	3.56	4*23	VI.'	4*68	4*39	0*84	1.01	024	0*83
Аз	1,04	1,00	1,01	1,07 11,29		1,26	1,15	1,20	0,82	0,97	0,93	0,79
З ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
171
нижньої межі менш мінлива весною і літом ніж во-
сени та зимою. Наймінливішою є висота нижньої
межі шарувато-купчастих та шарувато-дощових,
порівняно з шаруватими, високо-купчастими та ви-
соко-шаруватими хмарами.
Верхня межа хмар. Для хмар всіх форм, крім шару-
ватих, зимою відмічається найнижча висота верхньої
межі. Від зими до літа чітко простежується збільшен-
ня висоти верхньої межі шарувато-купчастих, висо-
ко-купчастих та високо-шаруватих хмар. Весною
більшу висоту має верхня межа шаруватих та шару-
вато-дошових хмар, а літом вона зменшується. У
теплий період року висота верхньої межі всіх хмар
виша, ніж у холодний. Висота верхньої межі досить
мінлива, шо підтверджують дані середнього квадра-
тичного відхилення: для шаруватих - 0,3 км, шару-
вато-купчастих — 0,5 км, шарувато-дощових — 0,6 -
0,9 км, високо-купчастих - 0,9 - 1,1 км. високо-ша-
руватих — 1,2 - 1,3 км, але порівняно з висотою
нижньої межі, висота верхньої менш мінлива, і не
характерно для всіх форм хмар (табл. 3.7.3).
Товщина хмар. Значних відмінностей у середніх зна-
ченнях товщини хмар за сезон майже не спос-
терігається (табл. З.7.З.). Товщина шаруватих хмар
змінюється у межах 0,37 - 0,49 км, шарувато-купчас-
тих - 0,38 - 0,44 км, шарувато-дошових — 1,0-1,37 км,
високо-купчастих - 0,45 - 0.49 км і високо-шарува-
тих - 0,83 - 1,01 км. Чітко виражений максимум
літом властивий лише шарувато-купчастим хмарам,
для інших форм товщина найбільша весною, а для
шарувато-дощових - зимою. Проте у теплий період
року в середньому вона дещо більша ніж у холодний.
Товщина хмар порівняно з висотою нижньої та
верхньої меж характеризується найбільшою мінли-
вістю. Це властиво всім формам хмар, особливо ви-
соко-купчастим та високо-шаруватим.
У середньому нижня межа купчастих, потужних
купчастих та купчасто-дощових хмар у березні-квітні
знаходиться на висоті 0.9 - 1,1 км, у гравні-ссрпні во-
на підвищується до 1,4 - 1.9 км, а восени поступово
знижується від 1,6 до 0,9 км. Верхня межа дуже
мінлива, бо часто хмара може мати декілька вершин,
тому, орієнтовно, весною (березень-квітень) верхня
межа купчастих та потужно-купчастих хмар має висо-
ту 1,3 - 1,9 км, у травні-серпні - 2,5 - 5.0 км (а куп-
часто-дощові хмари можуть навіть пробивати шар
тропопаузи), восени вона зменшується до 1,7 - 2,5 км.
Отже, товщина купчастих хмар становить близько
0,4 км, потужно-купчастих — 0,8 - 1,0 км, а купчас-
то-дощових може досягати декількох кілометрів.
Температура на межі хнар. Температурний режим
хмар залежить від атмосферних процесів, пори року,
географічного положення району. Всі форми хмар на
нижній межі мають чітко визначений річний хід тем-
ператури, тобто найвища температура спостерігаєть-
ся літом (липень, серпень), а найнижча зимою
(січень, лютий). Амплітуда річного ходу у шаруватих,
шарувато-купчастих та шарувато-дощових хмарах
становить близько 16"С, високо-купчастих і високо-
шаруватих - 18 - 20“С. Середнє квадратичне відхи-
лення температури на нижній межі хмар середнього
ярусу у 1,5 - 2 рази вище ніж у хмарах нижнього яру-
су. Це пов'язано з більшою амплітудою коливань ви-
соти нижньої межі хмар середнього ярусу. Щодо
купчастих та потужно-купчастих хмар, то весною
температура на нижній межі дорівнює —2,7...—1,5*С,
літом 5 - 8"С, а восени 1 - 4"С.
Температура на верхній межі хмар нижнього ярусу
на 1 - 4“С нижча від температури на нижній границі
у шаруватих та шарувато-купчастих хмарах і на 5 -
І(У'С — у шарувато-дошових. Різниця температури на
верхній та нижній межах повністю визначається тов-
щиною хмар, але у середньому градієнт температури
у хмарі коливається у незначних межах. Аналогічна
картина і у хмарах середнього ярусу: у високо-куп-
частих хмарах різниця становить близько 3°С, а ви-
соко-шаруватих 5 - 6“С.
Річний хід температури на верхній межі чітко ви-
ражений: мінімум — у січні, лютому; максимум — у
липні, серпні. Весною, подібно до температури на
нижній межі, на верхній відмічається нижча темпе-
ратура ніж восени. Амплітуда річного ходу темпера-
тури у шаруватих, шарувато-купчастих хмарах стано-
вить 17 - І8“С, шарувато-дошових - І5*С, а у висо-
ко-купчастих та високо-шаруватих - 13"С.
Весною на верхній межі купчастих, потужно-куп-
частих хмар температура знаходиться у межах
—4,7...—3,6°С, літом — П...+5°С і восени —1,2...—0,5"С.
Внаслідок наявності хмарних шарів температура в
атмосфері не завжди зменшується з висотою. Харак-
тер цих змін може бути досить різним, а повторю-
ваність тих чи інших типів стратифікації (розподіл
температури з висотою) залежить від форм хмар.
Найпоширеніші три типи стратифікації температу-
ри: температура безперервно знижується, починаючи
з деякого рівня під хмарами і до деякої висоти над
ними (І); шар з інверсією температури знаходиться
над хмарами. Іноді хмари частково проникають у шар
інверсії або трохи не досягають його (II); інверсією
зайнята вся хмара або більша її частина (111).
Хмари нижнього ярусу (шаруваті і шарувато-куп-
часті) переважно підінверсійні (64 - 67 %). У високо-
купчастих хмарах така стратифікація трашіяється май-
же у половині випадків (46 %), а в шарувато-дощових
та високо-шаруватих - близько чверті (23 - 24 %).
Таблиця 3.7.4
Повторюваність (%) тилів стратифікації температури
(чисельник) та середнє значення градієнту, *С/100 м
(знаменник) у хмарах різної форми
Форма хмар	Тип стратифікації температури			
	1	II	III	ІНШІ типи
Шаруваті 81	12 0.61	£4 0,66	14 -0.37	10
Шарувато - купчасті 8с	21 0,64	62 0,74	6 -0,47	4
Шарувато-дощові №	44 0,51	24 0,56	22 0,30	10
Високо-купчасті Ас	43 0,68	46 0,78	9 0,26	2
Високо-шаруваті Ая	64 0,65	23 0,70	11 0,33	2
172
Таблиця 3.7.5
Повторюваність (%) фазового стану у хмарах різної форми
Форма хмар	Зима			Весна			Літо			Осінь			РІК		
	крапельний	змішаний	кристалічний	крапельний	змішаний	кристалічний	крапельний	змішаний	кристалічний	крапельний	змішаний	кристалічний	крапельний	змішаний 						кристалічний
Шаруваті 81	92	7	1	99	1		100			96	1	3	95	4	1
Шарувато-купчасті 5с	75	23	2	87	12	1	98	1	1	93	7		86	13	1
Шарувато-дощові N5	15	79	6	ЗО	65	5	79	21		34	62	4	ЗО	65	5
Високо-купчасті Ас	52	41	7	71	25	4	77	22	1	69	ЗО	1	68	28	4
Високо-шаруваті Аз	18	47	35	23	42	35	44	44	12	25	53	22	25	47	28
У половини (43 - 64 %) високо-купчастих, шарувато-
дощових та високо-шаруватих хмар з висотою темпе-
ратура безперервно зменшується, у тому чисті і над
хмарами (табл. 3.7.4).
Товщина шару інверсії поблизу верхньої межі і над
нею у більшості випадків становить 100 - 400 м.
Градієнт температури у шаруватих та шарувато-куп-
частих хмарах становить -1,6...-1,4"С/100 м, високо-
купчастих та високо-шаруватих —0,9”С/100 м, шару-
вато-дощових -0,5"С/100 м. Інтенсивність затриму-
ючого шару в шаруватих хмарах у середньому
дорівнює —5°С, у шарувато-купчастих -4’С, високо-
купчастих -2“С. високо-шаруватих —І,5"С та у шару-
вато-дощових — 1,3°С.
Фазовий стан хмар. Виділяють три градації фазово-
го стану хмар: крапельний, кристалічний та зміша-
ний (краплі і кристали). Фазовий стан - це одна із
найважливіших характеристик, які визначають
ступінь активності хмаро- та опадоутворення. Ці
процеси найактивніші за умов змішаного фазового
стану хмар, а найпасивніші - за кристалічного.
Фазовий стан хмар залежить від багатьох чин-
ників. серед яких основними є температура, верти-
кальні рухи та турбулентний обмін.
У шаруватих, шарувато-купчастих та високо-куп-
частих хмарах у середньому за рік переважає крапель-
ний стан (70 - 95 %), а в шарувато-дошових та висо-
ко-шаруватих - змішаний (50 - 65 %). Такий фазовий
Таблиця 3.7.6
Середній водозапас (г/м') (чисельник) і середнє квадратичне
відхилення (знаменник) у хмарах різної форми
Форма хмар	Сезон			
	зима	весна	ЛІТО	ОСІНЬ
Шаруваті 81	93 77	108 74		130 84
Шарувато-купчасті 5с	91 87	127 110	212 165	160 148
Шарувато-дощові N5	203 188	350 102	425 347	414 386
Високо-купчасті Ас	61 45	60 44	145 92	170 118
Високо-шаруваті Аз	79 72	60 50		
стан зберігається і в окремі сезо-
ни, тільки літом збільшується
кількість хмар із крапельним ста-
ном і зменшується зі змішаним
та кристалічним. Кристалічний
стан властивий усім формам
хмар, повторюваність їх незнач-
на: шаруватих та шарувато-куп-
частих - 1 %, шарувато-дошових
та високо-купчастих — 4 - 5 %,
але третя частина високо-шару-
ватих хмар знаходиться у крис-
талічному стані ( табл. 3.7.5 ).
Водозапас хмар. Однією з важ-
ливих характеристик хмар є во-
дозапас - маса сконденсованої
води у стовпі хмарного повітря
одиничного перерізу. Найбільший середній водоза-
пас мають шарувато-дошові хмари (200 - 400 г/м2),
дешо менший - шаруваті та шарувато-купчасті (від
100 до 200 г/м’). Найменш водними є хмари середнь-
ого ярусу (табл. 3.7.6).
Водозапас хмар збільшується з переходом від зими
до літа, найбільший він літом і восени. Значення се-
реднього квадратичного відхилення вказують на
значну мінливість водозапасу у хмарах.
У шаруватих, шарувато-купчастих, високо-купчас-
тих та високо-шаруватих хмарах найбільшу повторю-
ваність має водозапас до 50 г/м’, а в шарувато-дощо-
вих віл 100 до 200 г/м2. Спектр значень водозапасу
також найширший у шарувато-дошових хмарах. У
високо-купчастих, високо-шаруватих хмарах водоза-
пас понад 200 г/м! спостерігається у 5 % хмар, у ша-
руватих, шарувато-купчастих — 10 %. а в шарувато-
дошових хмарах - 40 %.
Висновки
•	У північно-західній половині країни кількість
хмар у середньому за рік становить 6,5 бала, а
південно-східній — 5,5 - 6,0 біїлів. Найбільше хмар
спостерігається зимою (7,0 - 7,5 бала майже на всій
території), а найменше літом (3,5 - 4,0 бали у півден-
но-східній частині. 5,5 - у північно-західній, до 6.5 -
7,0 балів в Українських Карпатах). Восени хмар мен-
ше, ніж весною.
•	Амплітуда річного ходу загальної хмарності у
північних та західних районах дорівнює 3 бала, цент-
ральних — 3,5, східних та південних — 4,5, а Криму
- 4,5 - 5.0 бала.
•	Вклад хмар нижнього ярусу у загальну хмарність на
Закарпатській низовині та сході становить 70 - 75 %,
західних, північних та центральних районах — 65 %,
а на півдні та в Криму - 60 %.
•	Повторюваність ясного неба найменша зимою,
коливання її по території незначні. Літом вона збіль-
шується у 1.5 - 2,0 рази, чітко проявляється зональ-
ність розподілу: від 30 - 35 % у північно-західній час-
тині до 50 - 60 % на півдні та в Криму.
•	Повторюваність похмурого неба найбільша зи-
мою (70 - 75 %), коливання її на території незначні
(до 5 %). Літом вона найменша: у північно-західних
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
173
(40 - 45 %), центральних (ЗО - 35 %) районах і на
півдні та в Криму (20 - 25 %).
•	Зимою у північно-західній половині країни коефі-
цієнт стійкості ясної погоди становить близько 40 %,
південно-східній — ЗО %; літом для більшої частини
території — 45 - 50 %. а в Криму - 70 %.
•	Зимою коефіцієнт стійкості похмурої погоди до-
сягає 80 %, тільки на крайньому півдні — 70 - 75 %;
літом він становить у північно-західних районах 50
- 55 %, центральних — 45 %, а на сході і півдні - 30
- 40 %.
•	Шаруваті, шарувато-дошові, розірвано-дошові,
високо-шаруваті, перисто-шаруваті хмари найчастіше
спостерігаються зимою і рідко літом. Купчасті та куп-
часто-дощові хмари, навпаки, максимальну повторю-
ваність мають літом і мінімальну - зимою. Шарува-
то-купчасті, високо-купчасті та перисті хмари
рівномірно спостерігаються протягом року. Збіль-
шення перистих хмар у теплий період вірогідно зу-
мовлено кристалізацією та розтіканням верхівок куп-
часто-дошових хмар.
3.8.	АТМОСФЕРНІ ОПАДИ
Опади відносяться до важливої характеристики
зволоження. На земній кулі річна кількість опадів
дорівнює випаровуванню і становить 1130 мм (97].
Вони є головним джерелом поновлення водних за-
пасів і вологи у грунті.
Випадання опадів тісно пов'язане з вологообігом.
Останній зазвичай характеризується коефіцієнтом
вологообігу. який представляє собою відношення за-
гальної кількості опадів, шо випали на даній тери-
торії, до кількості опадів, що утворилися з водяної
пари, яка надходить ззовні. Для України він стано-
вить 1,0 - 1,1, тобто тут опади в основному адвек-
тивні і лише близько 3 - 4 % їх утворюється з водя-
ної пари місцевого походження |12|.
Утворення і випадання опадів в Україні - наслідок
складних макроциркуляційних процесів, шо визна-
чають тепло - і вологообмін в атмосфері. Суть цих
процесів полягає у перенесенні на значну відстань
тепла і вологи з Атлантики і Середземного моря, а
також розвитку під впливом циклонічної діяльності
крупномасштабних вертикальних рухів, шо призво-
дять до піднімання вологи у тропосфері.
Перенесення повітряних мас тісно пов'язане з
циклонічною діяльністю. Основна кількість опадів
випадає з фронтальних хмар. Зимою випадання їх
найчастіше пов'язано з Середземноморськими цик-
лонами. шо переміщуються з Чорного моря у
північному та північно-східному напрямах. Вплив
Середземноморських циклонів відмічається майже
на всій території країни. Більшість Атлантичних
циклонів переміщуються північніше і рухаються за
зональними траєкторіями із заходу на схід. Південні
ділянки фронтів цих циклонів охоплюють всю Ук-
раїну і зволожують її.
Влітку лише невелика частина опадів випадає у ти-
лу циклонів безпосередньо з морських повітряних
мас у вигляді так званих опадів конвективної
нестійкості. Важливе значення мають опади із
тропічного повітря. Останнє, перемішуючись з
південного сходу через південну і південно-західну
периферію антициклону, зволожується і, зустрічаю-
чись з полярним повітрям, дає велику кількість
опадів зливового характеру.
Певну роль у збільшенні літніх опадів має місцевий
циклогенез. На східно-європейській гілці полярного
фронту виникають циклони, шо супроводжуються
випаданням опадів з континентального повітря.
Опади у різних районах України істотно відрізня-
ються за кількістю, характером розподілу, річним хо-
дом. інтенсивністю, тривалістю і т. ін.
Географічне положення га рельєф Українських
Карпат і Криму створюють особливі умови форму-
вання опадів.
3.8.1.	Кількість опадів
Основною закономірністю просторового розподілу
опадів в Україні, зумовленою загальними цирку-
ляційними факторами, є їх зменшення з півночі і
північного заходу у напрямі на південь і південний
схід (рис.3.8.1). Такий розподіл властивий для
рівнинної території. Рельєф, що визначає регіональні
особливості циркуляції, вносить істотні зміни у поле
опадів. У гірських районах виникає вимушене упо-
рядковане піднімання повітряних потоків, що
сприяє посиленню термічної і динамічної турбулент-
ності, розвитку циклогенезу. Тому найбільша
кількість опадів випадає в Українських Карпатах і
Кримських горах. Вплив Донецької, Волинської,
Подільської. Придніпровської і Приазовської висо-
чин не істотний внаслідок їх незначної висоти.
Перезволоження (650 - 700 мм) спостерігається у
північно-західній частині, включаючи передгір'я Ук-
раїнських Карпат. У Лісостепу кількість опадів за рік
становить 550 - 650 мм, на північному сході, у ба-
сейні Десни - 600 мм. на межі між Лісостепом і Сте-
пом — 500 мм. Під впливом височин відбувається де-
який перерозподіл опадів. На навітряних західних і
південних схилах височин випадає на 15 - 20 %
опадів більше, а на підвітряних схилах їх кількість
зменшується на 25 % порівнянно з прилеглою
місцевістю. Південна частина Степу (Одеська, Ми-
колаївська, Херсонська області і рівнинна частина
Криму) відноситься до районів недостатнього зволо-
ження. Тут відмічається зменшення опадів у напрямі
на південь. На узбережжях Чорного і Азовського
морів, у Присивашші опадів випадає ще менше (380
- 400 мм), шо пов'язано з впливом бризової цирку-
ляції 112, 232].
Розподіл опадів в окремі роки на території країни
може відрізнятися від середнього (рис. 3.8.2). Так, у
1975 р. спостерігався істотний недобір опадів (20 -
ЗО %). який негативно вплинув на сільськогоспо-
дарське виробництво. У 1978 р. кількість опадів була
више норми. У Лісостепу перевищення дорівнювало
близько 20 %, у південних і південно-східних районах
— 20 - 25 %, на півночі та заході відхилення кількості
опадів від норми було незначним (близько 10 %).
174
Залежно від виду атмосферних опадів рік прийня-
то розділяти на два періоди: холодний (листопад-бе-
резень), коли поряд з твердими опадами можуть ви-
падати й рідкі; теплий (квітснь-жовтснь) — з перева-
жанням рідких опадів. У холодний період випадає 20
- 25, у теплий 75 - 80 % річної кількості опадів.
У холодний період кількість опадів на переважній
частині території становить 200 - 220 мм. на До-
нецькій височині — 250 мм. У теплий період розподіл
опалів подібний до річного розподілу (рис. 3.8.3).
Кількість опадів зменшується з північного заходу на
південний схід від 450 до 300 мм і менше, тобто
більш ніж удвічі. На узбережжях морів кількість
опадів зменшується до 230 мм.
Річний хід опадів має свої особливості. На окремих
станціях він відрізняється за значеннями максимуму
та мінімуму, за амплітудою коливання та мінливістю
у межах року (рис.3.8.4).
У січні та лютому повсюдно випадає найменша
кількість опадів (від 30 до 40 мм). На Донецькій ви-
сочині, а також на Поліссі місячна кількість опадів
перевищує 45 мм. Починаючи з березня кількість
опадів поступово збільшується майже до липня. У
червні -липні повсюдно випадає максимальна за рік
кількість опадів. На Поліссі кількість опадів у червні
перевищує 75 мм, місцями досягає 100 мм, на решті
території вона становить 60 - 70 мм, у південному
Степу і на узбережжях морів — 40 - 50 мм.
На Поліссі на липень припадає річний максимум
опадів (понад 85 мм). У серпні також випадає значна
кількість опадів. На решті території відмічається їх
зниження: у Степу — до 50 мм, іноді до 40 мм.
Вересень і жовтень — найсухіші місяці теплого
періоду. На Поліссі у вересні випадає 45 - 55 мм, у
Лісостепу - від 40 до 50 мм, на більшій частині Сте-
пу — від 30 до 40 мм, у південному Степу і на узбе-
режжях морів - близько 20 мм. У листопаді та грудні
кількість опадів збільшується порівняно з вереснем і
жовтнем.
Отже, в Україні спостерігається континентальний
тип річного ходу опадів, за якого кількість опадів
теплого періоду втричі перевищує кількість опадів
холодного періоду [232|. Такий розподіл опадів
найбільш виражений на височинах і у північних та
північно-західних районах. Амплітуда річного ходу
опадів тут становить понад 50 мм. У Степу річний хід
опадів рівномірніший, особливо на узбережжях
морів, де амплітуда зменшується до 25 мм. В окремі
роки найбільша і найменша кількість опадів може
змішуватися на інші місяці.
Найбільша місячна кількість опадів, що відміча-
лась в Україні, перевищує середні значення вдвічі -
втричі. На переважній частині території вони зміню-
ються від 65 до 260 мм залежно від сезону року.
Найменша кількість опадів за місяць становить 0 -
10 мм, значення середнього квадратичного відхилен-
ня в окремі місяці дорівнює — 13-40 мм. Зі збіль-
шенням кількості опадів збільшується і їх мінливість.
Найбільшою мінливістю характеризуються опади
літнього і осіннього сезонів.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
175
24	28	32	36
а - вологий 1978 р.; б - посушливий 1975 р.
Рис. 3.8.2. Кількість опадів (мм). Рік.
Опади в Українських Карпатах. Кількість опадів у
горах залежить від орієнтації та відкритості схилів
відносно вологонесучого потоку, їх розчленування,
висоти, від загальних умов розташування і особли-
востей циркуляції атмосфери.
Західні, південно-західні і південні схили Українсь-
ких Карпат є навітряними відносно теплих повітря-
них мас, шо переміщуються з Атлантики і Середзем-
ного моря. Під час перевалювання через Карпати
південно-західних циклонів на навітряних схилах
176
спостерігається збільшення опадів, на підвітряних за
умов орографічної дивергенції - їх зменшення. Отже,
південно-західні і південні схили отримують дещо
більше опадів (800 - 1200 мм). ніж північні і північно-
східні (700 - 900 мм). На однакових висотах відмін-
ності у кількості опадів, шо випадають за рік. на різних
схилах можуть досягати 100 мм і більше.
Найкраще зволожений Вододільний гірський хре-
бет, над яким досить часто створюються умови для
активізації фронтів. Зазвичай посилення фронтів над
територією Українських Карпат відбувається у тих
випадках, коли на захід і схід від них установлюють-
ся потужні антициклонічні утворення. Отже, у цент-
ральній частині Українських Карпат кількість опадів
за рік перевищує 1000 мм. а в окремих місцях вона
досягає 1500 мм. На високогір'ї (Пожежевська, висо-
та 1429 м) кількість опадів за рік становить 1463 мм,
а на станції Плай (висота 1330 м) — 1663 мм.
У Передкарпатті кількість опадів за рік змінюється
від 650 до 900 мм залежно від висоти місця. У районі
Чернівців (висота 242 м) випадає 660 мм, Коломиї
(298 м) - близько 700 мм. Яремчі (531 м) - 931 мм.
На Закарпатській низовині кількість опадів стано-
вить 700 - 760 мм. Зі збільшенням висоти кількість
опадів значно зростає.
У холодний період року найбільша кількість опадів
випадає вздовж Вододільного хребта і досягає понад
600 мм (Плай — 618 мм). По обидва боки від нього
на схід і захід кількість опадів зменшується.
У січні-лютому відмічається найменша кількість
опадів. Від січня до березня та від березня до квітня
вона зменшується на 5 - 10 мм. Інтенсивне збіль-
шення (на 30 - 50 мм) опадів починається з квітня,
особливо у Передкарпатті. На південно-західних
схилах такого різкого збільшення опадів не спос-
терігається. Опади травня порівняно з опадами бе-
резня збільшуються на 30 - 40 мм, тоді як на
північно-східних схилах травневі опади перевищують
березневі майже удвічі.
Найбільша кількість опадів у горах відмічається
влітку (60-80 % від річної кількості). Випадання
значних опадів у цьому сезоні спричинюється пе-
реміщенням атмосферних фронтів із заходу і
північного заходу, а також південно-західних цик-
лонів. в улоговинах яких під впливом орографії утво-
рюються хвильові збурення, що сприяють збільшен-
ню опадів 1187]. У цей час інтенсивно розвивається
місцева конвекція, яка посилюється гірсько-долин-
ною циркуляцією. У червні кількість опадів зміню-
ється від 80 до 200 мм. Найбільше їх відмічається на
гірських вершинах Чорногори, полонинах Рівна,
Боржава, Красна і в районі Свидовецького хребта.
На північно-східних схилах кількість опадів стано-
вить від 90 до 130 мм (Славське — 135 мм. Далина —
137 мм, Пожежевська - 185 мм), а на південно-
західних схилах досягає 140 мм (Нижній Стулений).
У липні-серпні випадає приблизно така ж кількість
опадів, як і в червні.
Отже, у літній сезон найбільша кількість опадів на
території Українських Карпат (400 - 500 мм) випадає
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
177
Рис. 3.8.4. Річний хід кількості опадів (мм).
у верхів'ях річок Лімниця, Бистриця Солотвинська.
Прут і Тересва, а також на окремих високогірних
плато. Кількість опадів, що випадають у цьому се-
зоні, на північно-східних схилах дещо більша, ніж на
південно-західних. Це зумовлено особливостями
циркуляції.
Осінь в Українських Карпатах — найсухіша пора
року. Восени відбувається поступова перебудова
циркуляційних процесів. У вересні опадів у середнь-
ому випадає на 20 - ЗО мм. а у високогірних районах
- на 50 мм менше, ніж у серпні. На північно-східних
схилах кількість їх досягає 90 мм. Найбільша
кількість опадів у цей сезон випадає на південно-
західній частині Закарпатської низовини (90 - 100
мм). Цс зумовлено частим переміщенням південних
циклонів. У жовтні відмічається деяке збільшення
опадів порівнюючи з вереснем. За осінній сезон
найбільша кількість опадів (понад 300мм) відмічаєть-
ся поблизу Плаю, Пожежевської, полонини Красної
і Свидовецького хребта. Найменша кількість опадів
восени відмічається на Закарпатській низовині.
Річний хід опадів в Українських Карпатах, як і на
переважній частині території країни, відноситься до
континентального клімату. Амплітуда коливання
опадів залежно від місцезна-
ходження станції змінюється
від 50 мм (у передгір'ї) до 100
мм і більше (на високогір'ї).
В окремі роки кількість
опадів в окремі місяці і за рік
може істотно відрізнятися від
середніх значень. Уявлення про
часову мінливість опадів в Ук-
раїнських Карпатах дають зна-
чення середнього квадратично-
го відхилення, які змінюються
від 20 до 60 мм. Найбільша
мінливість опадів припадає на
літні місяці, найменша - на
зимовий сезон.
Опали у Криму. Особливості
циркуляції атмосфери і рель-
єфу Криму зумовлюють значну
просторову неоднорідність по-
ля опадів. Кількість опадів за
рік змінюється від 300 мм у
рівнинній частині до 1086 мм і
більше у горах.
Процеси утворення опадів на
рівнинній частині Криму фор-
муються під впливом цирку-
ляції, характерної для півдня
країни. Більшість районів Кри-
му відноситься до зони недос-
татнього зволоження, причому
на західному і східному узбе-
режжі опадів випадає дещо мен-
ше (приблизно на 100 - 150 мм)
ніж у центральних районах
півострова. На узбережжі
Чорного моря випадає 396 мм
за рік, а в Степу — 428 мм. Зменшення опадів на уз-
бережжі відбувається під впливом моря, що особли-
во помітно навесні і клітку, коли відносно холодна
поверхня моря не сприяє розвитку конвекції.
Розташовані у південно-східній частині Кримські
гори формують особливий гірський режим зволо-
ження. Характерною його особливістю є вертикаль-
на зональність у розподілі кількості опадів. На
північно-західних навітряних схилах Кримських гір
кількість опадів збільшується порівняно з рівнинною
територією на 15 - 20 %, разом з цим плювіотер-
мічннй градієнт становить 60 мм на 100 м. На
східних схилах відповідно зменшується на 25 %. На
південних схилах гір кількість опалів з висотою
збільшується інтенсивніше, ніж на північно-східних.
Гірські плато, міжгірські долини і улоговини, їх
орієнтація і відкритість відносно вологонесучого по-
току зумовлюють досить складний розподіл опадів у
горах. На Карабі-Яйла розташованій у південно-схід-
ній частині Головного пасма Кримських гір (висота
987 м). кількість опадів за рік становить 787 мм, а на
масиві Ай-Петрі, розташованому у південно-західній
його частині (висота 1180 м) - 1086 мм. У результаті
на загальному фоні недостатнього зволоження, до
178
зони якого за своїм географічним положенням
відноситься Крим, у горах утворюється область під-
вищеного зволоження.
Особливості циркуляційних процесів і спільний
вплив Кримських гір і Чорного моря створюють на
півдні зону субтропічного клімату з характерним їй
розподілом опадів. Річна кількість опадів на Півден-
ному березі Криму дещо перевищує кількість опадів,
яка випадає у Степу і становить 500 - 600 мм.
Розподіл кількості опадів на території для теплого
і холодного періодів і окремо по місяцях у загальних
рисах подібний до розподілу їх за рік. але
нерівномірний, бо характеризує менший проміжок ча-
су. Найменші значення відмічаються на північно-
західному узбережжі Чорного моря і Присивашші,
найбільші - на високогірних яйлах і плато. На Півден-
ному березі Криму опадів у холодний період випадає
більше, ніж у Степу, у теплий — дещо менше. У холод-
ний період опади розподіляються більш рівномірно.
На рівнинній території іх кількість коливається від 150
до 210 мм, на схилах гір дорівнює 300 мм і більше, а
на високогірних плато досягає 550 - 650 мм. Отже, на
рівнинній території і в передгір'ї кількість опадів у
теплий період на 15 - 20 % більша ніж у холодний.
На Південному березі Криму і на південних схилах
Кримських гір кількість опадів, які випадають у хо-
лодний період, більша ніж у теплий, що значною
мірою пов’язано з переміщенням на Чорне море Се-
редземноморських циклонів. У зміні кількості опадів
від місяця до місяця у Криму спостерігається деяка
сезонна періодичність. Річний хід опадів у різних
районах неоднозначний - з різною амплітудою ко-
ливання, з максимумом і мінімумом, які відмічають-
ся не в одні і ті ж місяці, з різною мінливістю у се-
редині року.
На переважній території Криму, у центральній йо-
го частині, у Присивашші, на Керченському півост-
рові, на північно-східних схилах Кримських гір (Ка-
рабі-Яйла) і у східній частині узбережжя відмічаєть-
ся напівконтинентальний тип річного ходу опадів з
незначним перевищенням кількості опадів весняно-
літнього сезону над осінньо-зимовим, особливо на
узбережжі. Максимум опадів тут відмічається влітку.
Кількість опадів у зимові місяці змінюється від 20 до
35 мм, а в літні - від 25 до 60 мм. Неконтиненталь-
ний тип річного ходу опадів з максимумом зимою
спостерігається на західному узбережжі, а також на
Південному березі Криму (Ялта) і на південно-
західних схилах Кримських гір (Ай-Петрі). Тут
кількість опадів в осінньо-зимовий сезон у півто-
ра-два рази перевищує їх кількість у весняно-
літній сезон. На рівнинній частині відмічається
значна мінливість амплітуди опадів — від 13 на
південно-західному узбережжі до 50 мм на Півден-
ному березі Криму. Стосовно високогір'я, то лише
на південно-західному схилі Кримських гір
амплітуда інтенсивно зростає з висотою від 49 мм
біля підніжжя гір (Ялта) до 110 мм і більше на
плато (Ай-Петрі).
В окремі роки максимум і мінімум опадів, ампліту-
да річного ходу і його рівномірність можуть істотно
змінюватися. У Сімферополі у 1923 р. річний хід
опалів був протилежний звичайному і нагадував хід
опадів на Південному березі Криму з максимумом
(162 мм) у грудні і мінімумом (7 мм) у липні. Значні
аномалії опадів є наслідком аномалій циркуляційних
процесів, які інколи спостерігаються протягом три-
валого часу.
Майже в усьому Криму, особливо у Степу, незалеж-
но від сезонів року, опадів може не бути зовсім про-
тягом місяця і більше. Інколи їх місячна кількість мо-
же перевищувати середні значення у 4 - 5 разів. Особ-
ливо значні контрасти у Степу в теплий період року.
На території Криму найбільша мінливість опадів
відмічається у гірських районах, де середнє квадра-
тичне відхилення становить від 30 до 105 мм, а най-
менша на північно-західному і північно-східному уз-
бережжях і Присивашші (15 - 35 мм). У Степу
найбільша мінливість (50 мм) характерна для літньо-
го сезону, а найменша (20 мм) - для перехідних се-
зонів, причому мінімум припадає на березень (мен-
ше 20 мм).
Слід відзначити, що дефіцит опадів спостерігаєть-
ся, коли переважають процеси антициклогенезу.
Надмірна кількість опадів протягом усього року
пов'язана з переміщенням і розвитком циклонів — у
теплий період під час переміщення малорухомих хо-
лодних фронтів з хвильовими збуреннями, у холод-
ний — під час переміщення Середземноморських
циклонів.
Добовим максимум опадів. Середня добова кількість
опадів розподіляється на території досить рівномірно.
Найбільше за добу опадів випадає в Українських Кар-
патах (Плай - 8,0 мм, Пожежевська — близько 7,0 мм).
На Поліссі і у Лісостепу середня добова кількість
опадів становить 3,5 - 4,3 мм, у північному Степу —
3,7 - 4,5 мм. на півдні — 3,5 -5,9 мм. у Криму вона
змінюється від 3,9 мм у степовій частині до 6,2 мм у
горах. Найменша середня лобова кількість опадів (2 -
З мм) випадає у зимові місяці, влітку вона збіль-
шується удвічі-утричі і досягає 5-6 мм. За окрему
добу може випасти кількість опадів, яка перевищує
середню добову у 7 - 10 разів і більше.
Важливим показником є добовий максимум
опадів. Зазвичай добовий максимум майже завжди
менший від кількості опадів, які випадають за один
дощ. особливо коли його тривалість переходить з
однієї доби В ІНШУ'.
Інформація про добовий максимум опадів має ве-
лике практичне значення. Вона використовується у
гідрологічних розрахунках для проектування споруд і
приладів, аля вирішення багатьох завдань госпо-
дарського комплексу країни, а також аля проведен-
ня природоохоронних заходів.
Територія України відноситься до зливонебезпеч-
них районів, особливо Українські Карпати і
Кримські гори, де екстремальні опали, які тривають
протягом декількох діб, можуть призвести до утво-
рення паводків, селевих потоків, підтоплення.
Аналізуючи розподіл добового максимуму опадів
на рівнинній території, де середній добовий максимум
за рік змінюється у межах 33 - 48 мм, не виявлено
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
179
будь-якої закономірності. В окремі роки він характе-
ризується надто значною плямистістю (від 25 до 220
мм). Істотну роль у розподілі добового максимуму
опадів відіграє орографія. В Українських Карпатах і
Кримських горах спостерігається збільшення добового
максимуму опадів з висотою місцевості. У Кримських
горах він за рік становить 82 мм (Ай-Петрі), в Ук-
раїнських Карпатах дешо менший - 61 мм (Плай), 57
мм (Пожежевська). Внаслідок значної плямистості
опадів добовий максимум не завжди може бути від-
мічений існуючою мережею метеорологічних станцій
і постів, не дивлячись на порівняно рівномірний їх
розподіл і щільність.
Закономірністю у річному ході добового максиму-
му опадів є значне його збільшення у теплий період,
порівняно з холодним. Повторюваність добового
максимуму опадів в окремі місяці розподіляється та-
ким чином:
Місяць	Повторю- ваність (%)	Найчастіше найбільший добовий максимум опадів припадає на літні місяці (ли- пень 22 %). В окремі роки він може відмічатися у зимові місяці (І %). а його повторю- ваність у весняні та осінні
І	1		
Іґ	1	
III	4	
IV	7	
V	9	місяці становить 7 - 10 %.
VI	16	Досліджено залежність між
VII	22	добовим максимумом опалів і
VIII	13	частотою його випадання за
IX	7	рік (рис. 3.8.5). Найбільша
X	10	частота (310 випадків) припа-
XI	9	дає на добовий максимум 40 -
XII	1	50 мм. Із збільшенням добово-
го максимуму опадів (понад 50
мм) число випадків з такими зливами різко змен-
шується. Добовий максимум опадів понад 100 мм
спостерігався на території країни у 125 випадках, по-
над 150 мм - у 62. Рідко відмічається добовий макси-
мум опадів понад 200 мм. За багаторічний період
спостережень їх було близько 10.
У табл. 3.8.1 наведено добовий максимум понад 150
мм, який спостерігався за період з 1891 по 2000 р.
Особливо небезпечні опади (70 мм та більше за добу)
до 1960 р. досконально досліджувались В.М.Бабічен-
ко. Дослідження показало, що в окремі зливи за добу
Рис. 3.8.5. Залежність добового максимуму опадів
(мм) від частоти його випадання.
може випасти половина річної кількості опадів (300
мм). Така злива зафіксована 13 червня 1957 р. у Пе-
редкарпатті (Підгайці). коли випало 282 мм опадів.
Таблиця 3.8.1
Добовий максимум кількості опадів (мм)
Станція, пост (область, Автономна республіка Крим)	Добовий макси- мум, мм	Дата
Підгайці (Тернопільська)	282	VI 1957
Нікітський Сад (АРКрим)	240	IX 1968
Ніжанковичі (Львівська)	232	III 1927
Ай-Петрі (АРКрим)	215	XII 1962
Кам'яногірський радгосп (Вінницька)	212	VIII 1955
Опасне (АРКрим)	206	VII 1956
Нижньогірський (АРКрим)	204	VIII 1914
Костянтинівка (Харківська)	200	VIII 1911
Миколаїв	190	VII 1955
Ялта (АРКрим)	189	IX 1968
Нова Маячка (Херсонська)	189	VII 1956
Ай-Петрі (АРКрим)	186	1X1968
Полтава	178	VIII 1913
Тендрівський маяк (Херсонська)	178	VI 1941
Крупець (Рівненська)	177	VIII 1929
Червона Кам’янка (Кіровоградська)	177	VII 1913
Гуляйполе (Запорізька)	175	VIII 1960
Олієво-Королівка (Івано- Франківська)	174	VIII 1927
Яремча (Івано-Франківська)	173	VI 1969
Яготин (Київська)	170	VII11911
Кустівці (Хмельницька)	170	VIII 1917
Полтава	169	VIII 1913
Ново-Іванівка (АРКрим)	165	VIII 1914
Красноармійськ (АРКрим)	164	VIII 1912
Болград (Одеська)	163	VIII 1933
Покровське (Луганська)	163	VII 1931
Веселі Терни (Дніпропетровська)	163	VIII 1901
Алушта (АРКрим)	162	VIII 1983
Щебетівка (АРКрим)	162	VIII 1914
Ай-Петрі (АРКрим)	161	XI 1909
Дебальцеве (Донецька)	161	VII 1931
Шабо (Одеська)	161	VII 1908
Верхів’я Яузлара (АРКрим)	159	IX 1914
Перевозець (Івано-Франківська)	159	VI 1957
Март’ян (АРКрим)	158	VIII 1939
Жуков (Хмельницька)	157	V 1930
Рубанівка (Херсонська)	156	VIII 1894
Умань (Черкаська)	155	VIII 1934
Вознесенськ (Миколаївська)	155	V 1968
Лошкарівка (Дніпропетровська)	154	VII 1983
Іловайськ (Донецька)	154	VII 1931
Суходіл (Івано-Франківська)	151	VI 1893
Базарська МТС (Житомирська)	151	VIII 1955
Городенка (Івано-Франківська)	150	VIII 1927
Маяки (Одеська)	150	VI 1952
180
Під час катастрофічних паводків в Українських
Карпатах (листопад 1998р., березень 2001 р.) за дві-
три доби випало більше трьох місячних норм опадів.
Проте на більшості пунктів не було зафіксовано до-
бового максимуму опадів, який би перевищив
раніше спостережений, крім станції Пожежевська,
на якій 5 березня 2001 р. добовий максимум стано-
вив 117 мм. Кількість опадів, яка сформувала паво-
док у листопаді 1998р. і березні 2001 р., наведено у
табл. 3.8.2.
На більшій частині території максимальна добова
кількість опадів дорівнює 150 - 170 мм. На узбережжях
морів абсолютний добовий максимум менший
порівняно з іншими районами (110- 140 мм), але в ок-
ремих пунктах і тут може випасти лобова кількість, шо
перевищує ці значення (Миколаїв ЗО липня 1955 р. —
190 мм; Нова Маячка 21 липня 1956 р. — 189 мм).
Слід зазначити, що генезис зливових опадів зумовле-
ний відносно рідкісним аномальним розвитком цир-
куляційних процесів, за яких можливе випадання
опадів, шо перекривають раніше спостережені абсо-
лютні добові максимуми. Це особливо стосується
Українських Карпат і Кримських гір. а також До-
нецької височини.
Уявлення про весь спектр значень добових макси-
мумів опадів дають їх дані різної ймовірності. Добо-
вий максимум 10 %-ної ймовірності на території ана-
логічний розподілу середньої кількості опадів у теп-
лий період. Найбільший інтерес становить інфор-
мація про добовий максимум 1 %-ної ймовірності.
Таблиця 3.8.2
Кількість опадів (мм) упродовж паводків 1998, 2001 рр.
Станція, пост	Кількість опадів,мм	
	3-5 листопада 1998	3-5 березня 2001
Рахів	104	190
Тячів	66	156
Ясиня	101	150
Усть-Чорна	208	255
Руська Мокра	277	296
Колочава	175	201
Міжгір'я	207	184
Плай	132	144
Пожежевська	Ю8	206
Довге	108	164
Свалява	109	157
що широко застосовується у наукових та практичних
розробках. Поле добового максимуму І %-ної
ймовірності неоднорідне. На окремих пунктах ці
значення перевищують 85 мм, на інших - 120 мм. У
Кримських горах добовий максимум опадів І %-ної
ймовірності становить 215 мм (Ай-Петрі), в Ук-
раїнських Карпатах близько 130 мм. Неоднорідність
поля добового максимуму опадів зумовлена тим, то
зливові опади мають локальний характер. Крім того,
ця неоднорідність може бути пов'язана з впливом
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
181
місцевих фізико-географічних умов. Основними
кліматологічними показниками утворення паводків і
селевих потоків у горах є високі значення добових
максимумів 1 %-ної ймовірності. Існує думка, шо у
гірських районах, де значення 1 %-ної ймовірності
добових максимумів опадів перевищують 80 мм. слід
очікувати утворення селей у будь-яких гірських сис-
темах. Нижньою межею утворення селей є добовий
максимум опадів 1 %-ної ймовірності, шо не переви-
щує 40 мм, за наявності досить пухкого матеріалу,
який піддається змиву [233].
3.8.2.	Частота випадання опадів
Частота випадання опадів характеризується числом
днів з опадами різних градацій (0.1, 0,5, 1.0, 5,0, 10,0 мм
і більше і т.ін.).
Зі збільшенням кількості опадів частота їх випадан-
ня зменшується. Опади 1,0 мм і більше від загального
числа днів з опадами 0,1 мм і більше становить 60 %.
у Кримських горах та в Українських Карпатах - 70 -
80 %. Частота опадів 5,0 мм і більше на значній час-
тині території дорівнює 22 - 25 %, у Кримських горах
і в Українських Карпатах — 35 - 45 %. частота опадів
10 мМ1 і більше — 10 %, у Кримських горах та в Ук-
раїнських Карпатах — 18 - 22 %.
Частота випадання опадів пропорційна розподілу'
їх кількості. Відбувається поступове зниження числа
днів з опадами 0.1 мм і більше з півночі і північного
заходу від 160 - 170 днів до 100 - 110 днів на півдні
та південному сході, тобто кожний третій день у се-
редньому буває з опадами (рис.3.8.6). Найбільш до-
щовим районом є Українські Карпати, де число днів
з опадами 0,1мм і більше дорівнює понад 216, у
Кримських горах — 160. Рідше опади (менше 100
днів) відмічаються на Причорноморській низовині.
В окремі роки число днів з опадами 0,1 мм і біль-
ше змінюється у широкому діапазоні: у надмірно во-
логі роки (1966, 1970, 1978, 1980 рр.) їх буває 200 -
210 на Поліссі, у Лісостепу і Степу, а в Українських
Карпатах близько 250, у Кримських горах до 230. У
роки з недостатнім режимом зволоження число днів
зменшується і дорівнює 115 (Умань, 1986 р.) на
Поліссі і у Лісостепу, 90 (Одеса, Болград 1986 р.) у
Степу і близько 75 днів на узбережжях Чорного та
Азовського морів.
Річний хід числа днів з опадами 0,1 мм і більше має
два максимуми: один у грудні-січні (16 - 18 днів),
другий у червні-липні (12 - 14 днів) (рис.3.8.7).Основ-
ний мінімум припадає на вересень (8 днів), вторин-
ний — на травень (9 - 10 днів), на Причорноморській
низовині — 6 днів. Навесні частота випадання опадів
зменшується до 9 - 10 днів. Восени, у вересні відмі-
чається річний мінімум опадів.
Річний хід числа днів з опадами в Українських
Карпатах та Кримських горах має свої особливості. В
Українських Карпатах майже протягом року (з листо-
пада до серпня) відмічається 16 - 19 днів з опадами
0,1 мм і більше за місяць і лише у вересні та жовтні
- 13 днів. У Кримських горах річний хід числа днів з
опадами відповідає річному ходу кількості опадів.
Найбільше число днів з опадами відмічається у зи-
мові місяці (Ай-Петрі, грудень-січень - 20 - 21 день).
Число днів з опадами 0,5, 1,0, 5,0 мм і більше роз-
поділяється на території аналогічно загальному чис-
лу днів з опадами, тобто збільшується з півночі і
північного заходу на південь і південний схід. В Ук-
раїнських Карпатах і Кримських горах частота всіх
опадів значно більша, ніж на рівнинній території.
Число днів з опадами 5.0 мм і більше на Поліссі
і в Лісостепу становить близько 40 днів за рік, у
Степу та на Донецькій височині - 28 - 30, на півдні
Степу та в Криму — 20 - 25, у Кримських горах —
40 - 55 днів, таке число днів і на Закарпатській ни-
зовині. В Українських Карпатах, на висотах близь-
ко 1000 м, відмічається майже 100 днів з такими
опадами.
182
Річний хід числа днів з опадами (1,0, 5.0 мм і більше)
виражений слабо. Особливо на Поліссі та в Лісосте-
пу, де число днів з опадами 1,0 мм і більше лише на
2-3 дні більше у літні місяці, порівняно з іншими.
У Степу та на узбережжі Чорного моря різниця
літнього максимуму і осіннього мінімуму числа днів
з опадами 1,0 мм і більше дорівнює 4 дням. В Ук-
раїнських Карпатах і Кримських горах число днів з
опадами 1,0 мм і більше повторює річний хід цього
показника. Частота опадів 5,0 мм і більше протягом
року майже не змінюється, за винятком Українських
Карпат і Кримських гір.
Число днів з опадами залежить не тільки віз пори
року, а й від рельєфу місцевості, а також експозиції
схилу. В Українських Карпатах у холодний період ро-
ку частота випадання опадів не залежить від висоти
місцевості. У теплий період частота випадання опадів
з висотою зростає. На схилах Кримських гір за-
лежність протилежна: у теплий період збільшення чис-
ла днів з опадами незначне, у холодний період з висо-
тою збільшується число днів з незначними опадами.
Практичне значення мають дані про значні опади
10. 20, 30 мм і більше за добу у зв'язку з тим, шо во-
ни завдають значних збитків господарству.
Значні опали найчастіше (60 %) випадають під час
переміщення південних циклонів з Чорного і Серед-
земного морів та Ссредньодунайської низовини; під
час проходження фронтів, пов'язаних з циклонами, які
рухаються із заходу і північного заходу над північними
та центральними районами (близько 25 %), а також за
умови формування над Україною малорухомих цик-
лонів (близько 5 %) [187).
Часта повторюваність значних опадів під час пе-
реміщення південних циклонів пояснюється вели-
ким вмістом вологи у повітрі, інтенсивним верти-
кальним рухом і орографією. Більшість циклонів під
час цього процесу переміщується з Чорного моря на
північ поблизу східних схилів Українських Карпат, у
зв'язку з чим посилюється адвекція холоду, яка
сприяє їх поглибленню та активізації.
Значні опади випадають під час переміщення цик-
лонів із заходу і південного заходу і формуються на
ділянках фронтів, які розмішені у глибоких улогови-
нах, де створюються сприятливі умови для утворення
і розвитку хвильових збурень. При переміщенні
південних циклонів значні опади можуть випадати у
будь-якій частині країни (залежно від траєкторії цик-
лону) і охоплювати у більшості випадків близько 10 %
території. Опади, пов'язані з фронтами циклонів, що
перемішуються із заходу, відмічаються у північній
частині. Під час переміщення циклонів з північного
заходу вони випадають у північних та східних райо-
нах, а за умови активізації фронтів в області Чорно-
морської депресії — у південних районах (187).
Середнє число днів з опалами 10,0 мм і більше
розподіляється на території рівномірно (табл. 3.8.3).
На Поліссі, у Лісостепу га північному Степу такі
опади бувають 14-16 днів за рік, у південному Сте-
пу. Причорномор'ї та Приазов'ї - 10 - 12 днів
(рис.3.8.8). На Закарпатській низовині такі опади ви-
падають частіше (до 22 днів за рік), в Українських
Карпатах з висотою їх число збільшується до 50 - 55
днів, у Кримських горах - до 30 днів.
Середнє число днів з опадами 20 мм і більше
дорівнює 3-4 дням. В Українських Карпатах часто-
та таких опадів становить 15, на високогір’ях — 21, а
в Криму — 13 днів.
Частота опадів 30 мм і більше за добу становить І
- 2 дні. На високогір'ях Українських Карпат, у
Кримських горах число днів з такими опадами
дорівнює у середньому 6 (Плай, 9 днів).
У річному розрізі найбільша повторюваність числа
днів з опадами (10, 20 ,30 мм і більше за добу) при-
падає на теплу пору року (квітень-вересень). Виня-
ток становить Південний берег Криму, західні,
південні і частково північно-західні схили Кримсь-
ких гір, де 80 % цих опадів випадає у холодну пору,
20 - 30 % — у причорноморському Степу. На більшій
частині території не більше 10 % значних опадів ви-
падає у холодний період. Ця закономірність сезонно-
го випадання опадів збереглася і за останні деся-
тиріччя.
Динаміку змін частоти днів з опадами 10, 20, 30 мм
і більше за лобу від десятиріччя до десятиріччя з 1900
р. наведено на рис. 3.8.9.
Для більшої частини території України, у тому
числі для західних районів, частота значних опадів
залишилась практично незмінною (статистично нез-
начуща). Стосовно південних і центральних районів,
то частота їх дещо збільшилася. Це стосується опалів
20 мм і більше за добу, а також опадів, які спричи-
нюють стихійні явища (30 мм і більше за лобу). Чис-
ло днів з опадами 30 мм і більше за добу збільшило-
ся приблизно на один день. Збільшення числа днів з
опадами 30 мм і більше за добу знаходиться у межах
І - 5 днів, тобто їх ймовірність дуже мала. Проте за
невеликої ймовірності випадання таких опадів дос-
татньо виражений взаємозв'зок їх з характером пого-
ди за попередній період. У 90 % випадків їм переду-
ють дні з облоговими або зливовими опадами, слаб-
кими та помірними — 70 %, у 21 % - значні облогові
опади, і тільки дуже рідко вонзз спостерігаються
після днів без опадів (9 %). Отже, дуже часто опади
30 мм і більше за добу у сукупності зі значними об-
логовими опадами призводять до стихійних явиш
руйнівної сили. Особливо небезпечні опади ЗО мм і
Таблиця 3.8.3
Повторюваність (%) числа днів з кількістю опадів 0.5. 1,0.
5,0, 10,0 і більше від числа днів з опадами 0,1 мм і більше
Станція	Середнє число ДНІВ 3 кількістю опадів 0,1 мм І більше	Кількість опадів, мм			
		20,5	21,0	25.0	210,0
Київ	163	75	61	23	10
Львів	177	80	66	25	10
Полтава	139	75	60	22	13
Луганськ	117	78	62	23	9
Дніпропетровськ	125	76	60	23	10
Пожежевська	214	90	81	42	22
Ялта	117	79	67	28	14
Ай-Петрі	168	79	66	32	18
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
183
більше за добу, які випадають тривалий час. У
західних районах України, у степовій частині Криму
у ЗО - 40 % випадків значні опади випадають за один
дощ, а на решті території шар опадів ЗО мм і більше
утворюється за два дощі. У 20 - ЗО % випадків шар
опалів ЗО мм і більше за лобу випадає за три дощі.
Середня тривалість значних опадів в Українських
Карпатах становить 12 - 14 год, на Волинській,
Подільській височинах — II -ІЗ год, а на Закар-
патській низовині та в Кримських горах 9-10 год,
на півночі — 9 - 11 год, у північно-східних районах —
6-9 год |2О8|.
Сильний дощ. Дощ, за який випадає ЗО мм і біль-
ше опадів за 12 год і менше, вважається сильним і
відноситься до стихійного явища, яке нерідко завдає
значних збитків різним галузям економіки, особливо
у гірських районах. Для сильного дощу характерний
виражений річний хід. Найбільша його повторю-
ваність (більше 70 %) припадає на червень-серпень,
тому шо у літні місяці повітряні маси, які надходять
з морів, більш насичені водяною парою. Розміри
площі випадання сильних дощів невеликі. Зазвичай
вони випадають на території однієї області (більше
60 %), рідше - двох - чотирьох (27 %).
Сильні дощі з кількістю опадів ЗО мм і більше за
12 год і менше відмічаються кожного року. Най-
частіше (95 - 100 %-ної ймовірності) вони випадають
в Українських Карпатах (Закарпатська, Івано-
Франківська, Львівська області) і у Кримських горах.
Дешо рідше (75 - 85 %) вони бувають у Чернівецькій,
Волинській, Київській, Кіровоградській, Одеській,
Донецькій областях, а на решті території такі доші
спостерігаються у 50 - 70 % років [208].
Сильні доші з кількістю опадів 50 мм і більше за
12 год і менше щорічно спостерігаються тільки в Ук-
раїнських Карпатах і Кримських горах. Один раз за 5
- 10 років вони ймовірні у північно-східних і півден-
но-східних областях (Сумська, Харківська, Лугансь-
ка, Донецька, Херсонська).
Середні значення сильних дощів, одержані для об-
ластей і окремих метеорологічних станцій, значно
відрізняються. Для окремих станцій сильні дощі
відмічаються рідше (на 1 - 2 дні), ніж на території
області. Іноді різниця становить 3 дні і більше.
Розглядаючи динаміку сильних дощів за період 1966
- 2000 рр., слід відмітити, шо число їх значно
змінюється з року в рік. Особливо сильні доші спос-
терігалися у 1967, 1968, 1969, 1971, 1973. 1978, 1987 рр.
У 1974. 1975, 1979, 1980, 1986, 1999 рр. вони мали
місце тільки в Українських Карпатах і Кримських го-
рах. у південних і східних областях — лише в окремі
місяці. Найбільш дощовим виявилося п'ятиріччя 1966
- 1970 рр., причому сильні доші випадали в усі роки,
а найменш дощовим - п'ятиріччя 1981 - 1985рр.
Повторюваність сильних дощів та їх інтенсивність
різні у гірській і рівнинній частинах території Ук-
раїни. В Українських Карпатах та Кримських горах,
де щорічно (100 %-на ймовірність) спостерігаються
сильні доші з кількістю опадів 30 мм і більше,
їх буває 8-10 випадків за рік. У 70 - 80 % років
184
1901- 1911-1921- 1931- 1941- 1951- 1961- 1971- 1981- 1991
1910 1920 1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 1998
1901- 1911- 1921- 1931- 1941- 1951 1961- 1971- 1981-1991-
1910 1920 1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 ’ 998
1901- 1911- 1921- 1931- 1941- 1951- 1961- 1971- 1981- 1991-
1910 1920 1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 1998
Київ
1901-1911- 1921- 1931- 1941- 1951- 1961- 1971- 1981 1991 •
1910 1920 1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 1998
Одеса
Рис.3.8.9. Число днів з кількістю опадів 10, 20, ЗО мм і більше за окремі десятиріччя.
випадають дощі з кількістю опадів 50 мм і більше та
триваліші за часом, найбільша їх повторюваність ха-
рактерна для навітряних схилів (208].
На рівнинній частині, де повторюваність їх відпо-
відно дорівнює 70 - 80 % і ЗО - 40 %. Тут спостері-
гається по 2 - 3 випадки за рік з дощем ЗО мм і біль-
ше та І - 2 випадки з дощем 50 мм і більше. Виділя-
ються узбережжя Чорного і Азовського морів, які
раніше характеризувалися меншою частотою сильних
дощів. У період глобального потепління частота силь-
них дощів тут дешо збільшилася. Сильні дощі з
кількістю опадів ЗО мм і більше спостерігаються у 65 %,
а з опадами 50 мм і більше - у 10 - 20 % (один раз за
5 - 10 років) [208|.
Випадання сильних опадів зумовлене складною
взаємодією макро- та мікромасштабних процесів.
Кількість опадів і їх повторюваність залежить не
тільки від характеру синоптичних та фізико-геог-
рафічних умов, а й від місцевих особливостей території.
3.8.3.	Тривалість опадів
Важливою характеристикою опадів є їх тривалість,
яка має чітко виражений річний хід і відповідає за-
кономірностям просторово-часового розподілу.
Найтривалішими є облогові опади (у вигляді кра-
пель або сніжинок середнього розміру), які випада-
ють із суцільного покриву шарувато-дощових або ви-
соко-шаруватих хмар. Такі опади розповсюджуються
на значну площу. Зливові, навпаки, - короткочасні і
займають невелику площу.
Опади можуть випадати від декількох хвилин до
декількох діб. Взимку середня тривалість опадів у
день з опадами найбільша (8 - 10 год). З настанням
весни вона поступово зменшується до 6 - 8 год,
влітку - до 3 - 4 год, а на півдні — до 1.5 - 2,0 год.
Восени середня тривалість опадів у день з опалами
збільшується до 8 - 9 год.
Максимальна тривалість безперервного дощу на
значній території становить 20 - 24 год. Найлри-
валіші лоші відмічаються на заході та в Українських
Карпатах (70 год), а найменш тривалі - на Півден-
ному березі Криму, де у літні місяці тривалість випа-
дання опалів не перевищує 10 год. Коли над тери-
торією країни повільно перемішуються глибокі і об-
ширні циклонічні системи, безперервні опади бува-
ють найтривалішими, особливо восени і навесні.
Тривалість випадання опадів має добре виражений
річний хід (рис.3.8.10). У період з жовтня до квітня
випадають в основному облогові доші. іноді у виг-
ляді мряки, шо характеризуються найменшою
кількістю та найбільшою тривалістю. З травня до ве-
ресня внаслідок значного розвитку конвекції опади
мають зливовий характер, їх кількість збільшується,
а тривалість зменшується.
Внесок тривалості випадання опадів кожного міся-
ця у річну майже однаковий на всій території
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
185
« кількість « тривалість
Рис. 3.8 10. Річний хід кількості (мм) та тривалості
опадів (год) в Україні.
(табл.3.8.4). Максимальні її значення відмічаються у
холодний період року (листопад-бсрсзснь), міні-
мальні — у теплий (квітень-жовтень ). Взимку, коли
кількість опадів найменша і відмічається найбільше
число днів з опалами, тривалість їх найбільша (40 -
50 % від річної). Найбільша середня тривалість
опадів спостерігається у грудні переважно у західних
областях, в січні — у східних, північно-східних та в
Криму, рідше у лютому — в окремих МІСЦЯХ.
Із листопада до березня найбільша тривалість
опадів спостерігається у Лісостепу і на прилеглих
ділянках суміжних зон. У напрямі на північ три-
валість опадів поступово скорочується і більш різко
вона зменшується у напрямі на південь. Сумарна
тривалість опадів за холодний період становить у се-
редньому по країні від 400 год на півдні (включаючи
Крим) до 800 год на північному заході, у Кримських
горах та Українських Карпатах - від 700 год (Ай-
Петрі) до 900 год (Пожежевська).
Взимку опади найтриваліші. У цей сезон місячна
тривалість опадів у середній частині країни і на За-
карпатській низовині місцями досягає 150 год, а на
крайньому півдні - 70 - 100 год. Тривалість випадан-
ня опадів поступово зменшується з півночі на
південь. Середня тривалість опадів у грудні стано-
вить у Києві та Харкові близько 180 год, у Львові —
190 год, у січні в Умані — близько 150, Донецьку -
170, Ялті - 130, Одесі — 110 год |164|. Особливо
значна тривалість опадів у горах. В Українських Кар-
патах у ірудні середня тривалість випадання опалів
може досягати понад 200 год (Пожежевська), у
Кримських горах в січні - понад 170 год (Ай-Петрі).
У лютому тривалість опадів більша ніж у листопаді
(хоча у листопаді відмічається значна хмарність).
Пояснюється це тим. шо у листопаді переважають
опади у вигляді дощу, пов’язані з низькою шарува-
тою хмарністю. У лютому найчастіше опади випада-
ють із хмар середнього ярусу у вигляді снігу', інтен-
сивність їх у 1.5 рази менша ніж у листопаді, а три-
валість більша. Окремі сніжинки, які випадають з ви-
соких хмар, також збільшують тривалість випадання
Таблиця 3 8 4
Внесок (%) кожного місяця у тривалість опадів за рік
І •	II	III	IV		VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII
І16	13	11	7	6	4	4	3	4	6	11	15
опадів. Спостерігаються роки, коли опади зимою бу-
вають особливо затяжними, але в окремі зимові
місяці тривалість опалів може бути значно меншою
від середнього значення.
Із квітня до жовтня на північному заході три-
валість опадів довша, ніж в інших районах. Скоро-
чення її йде у напрямі на південь і південний схід.
Сумарна тривалість опадів за теплий період стано-
вить у середньому від 200 год на півдні до 320 год на
решті території. На крайньому заході, який є винят-
ком, вона дорівнює 560 гол, у гірських районах - від
300 год (Ай-Петрі) до 860 год (Пожежевська).
Весною (березень-квітень) тривалість опадів різко
скорочується (на 20 - 50 год) і залишається майже
постійною з травня до вересня (30 - 60 год), за винят-
ком західних областей та Українських Карпат, де це
значення відповідно більше (45 - 80 і 100 - 140 год).
В окремі роки тривалість може помітно перевищува-
ти середню або бути меншою від неї.
У літні місяці, незважаючи на те, шо у цей час ви-
падає найбільша кількість опадів, їх тривалість знач-
но менша (10 - 16 %). У цей сезон вони мають най-
меншу за рік тривалість за найбільшої кількості
опалів за сезон. Пояснюється це значною нестійкіс-
тю повітряних мас у теплий період і переважанням
опадів зливового характеру. Мінімальна середня три-
валість опадів спостерігається у серпні та вересні (пе-
реважно у західних областях), у Криму - в липні та
серпні. На півночі вона становить 30 - 50 год, на за-
ході — 50 - 80 год, поступово зменшуючись до 10-40
год на південному сході та півдні. У степовій частині
Криму в ці місяці тривалість дошу становить близь-
ко 10 год, На узбережжі вона дешо перевищує 10 год,
а в гірських районах дорівнює 25 - 40 год. У най-
сухіші роки місячна тривалість опадів може бути
значно меншою. Навесні і восени тривалість опадів
проміжна.
Восени тривалість опадів становить близько 20 %
річної тривалості, збільшуючись від місяця до місяця:
у жовтні - на 20 - 40 год на більшій частині території,
на півдні та в Криму — на 10 - 15 год. У Криму
найбільша тривалість опадів спостерігається у жовтні.
У Кримських горах вона становить 50 - 56 год, у Сте-
пу і на узбережжі - 30 - 40 год. Різко, майже у 1,5 - 2
рази тривалість зростає від жовтня до листопада на
всій території.
У середньому за рік опади випадають впродовж
500 - 1400 год, або 6 - 16 % протягом року. Три-
валість їх зменшується з півночі на південь. Найбіль-
ша тривалість опадів, шо досягає 1000 - 1200 год за
рік, спостерігається на Поліссі та в Лісостепу. На
крайній півночі вона дорівнює 900 - 1000 год. У Сте-
пу тривалість опадів помітно скорочується: на півно-
чі вона становить 800 - 1000 год, а на півдні, вклю-
чаючи узбережжя, — 600 - 800 год за рік. Найтривалі-
ші опади відмічаються на заході, особливо у Львів-
ській області. У Львові сумарна тривалість опадів у
середньому за рік досягає близько 1400 год, що ста-
новить 16 % всього річного часу (109|. Тут опади
протягом усього року зумовлюються, головним
чином, циклонічною діяльністю 1187]. Циклони, що
186
перемішуються з Атлантичного океану та Середзем-
ного моря, приносять до 80 % річної кількості
опадів. У центральній частині території та на сході
тривалість опадів дорівнює близько 800 - 1000 год.
Найменш тривалі опади (близько 700 год) спос-
терігаються на півдні (Одеська, Запорізька, Мико-
лаївська, Херсонська області). У Криму цей показ-
ник змінюється від 500 до 700 год. Найбільша три-
валість випадання опадів у гірських районах: в Ук-
раїнських Карпатах за рік майже 1900 год (Поже-
жевська), у Кримських горах - близько 1000 год (Ай-
Петрі) (рис.3.8.11).
Незважаючи на ге, шо тривалість опадів є більш
стійкою характеристикою, ніж кількість опадів, вона
також зазнає значних коливань з року в рік і значно
відхиляється від середньої. У сухі роки тривалість
опадів значно зменшується, у вологі, навпаки, -
збільшується. У 1970, 1980 рр.. які на більшій частині
території були вологими, у деяких місяцях вона була
значною, а в сухому 1972 р. - зменшилась.
Різниця між найбільшою і середньою тривалістю
опадів за рік майже на всій території становить 300 -
400 год, у Криму - 120-300 год. Значна різниця спос-
терігається в Українських Карпатах (Пожежевська —
близько 700 гол) і Кримських горах (Ай-Петрі —
близько 400 год).
Найбільша тривалість опалів майже в усіх районах
перевищує середню на 100 год, а в особливо вологій
західній частині це перевищення досягає понат 220 год.
Наведені дані у табл. 3.8.5 дають уявлення про
коливання місячних значень тривалості опадів. Час
випадання опатів у різні роки в одному і тому ж
місяці може відрізнятися у декілька разів (2 - 10).
Максимальна тривалість опатів відмічається пере-
важно у січні, рідше - у грудні, інколи - у лютому.
Найбільша тривалість опадів в окремі місяці та за
рік спостерігається у гірських районах: віл 300 (Ай-
Петрі) до 400 год (Пожежевська). Влітку у найбільш
дощові місяці тривалість опалів може продовжува-
тись 20 % всього часу, а взимку - більше 50 %.
У південно-західних областях у весняний та зимо-
вий сезони переважають опади у денні години, а
взимку, навпаки. — у нічні та вечірні |143|. Опади,
які спостерігаються від 7 - 8 год до 16 - 17 год, менш
тривалі. На Закарпатській низовині (Ужгород) мак-
симум відмічається наприкінці дня та увечері, у квіт-
ні, липні - вранці (5 - 10 год), а мінімум - опівдні
або знову вранці. Більшу частину часу вилатають
опали у рідкому стані, які характерні для теплого
Таблиця 3.8 5
Найбільша і найменша тривалість (год) опадів. Київ
(1995- 1999 рр.)
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
187
Таблиця 3.8.6
Середня тривалість (год) різних видів опадів (1995 - 1999 рр )
Станція	Вид опадів		
	рідкі	тверді	змішані
Київ	550	374	24
Пожежевська	446	632	95
Одеса	221	99	8
періоду' року( табл.3.8.6). У холодну пору року вони
становлять від 15 до 45 % часу випадання. За рік
рідкі опади тривають близько 50 - 60 % усього часу
їх випадання, тверді - ЗО - 40 % і змішані — близько
10 %, крім гірських районів, де тривалість твердих
опадів переважає (табл.3.8.7).
Таблиця 3.8.7
Середня тривалість (год) випадання різних видів опадів.
Пожежевська (1995 • 1999 рр.)
Вид опадів	1	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII
Рщкі	6	14	9	36	64	64	72	53	58	32	28	10
Тверді	79	129	113	81	19				15	67	42	87
Змішані —	2	4	7	8	16	12			20	10	8	8
У роки з холодними зимами частка тривалості випа-
дання твердих опадів може перевищувати рідкі на
більшій частині території. В Олесі у холодний 1987 р.
тривалість випадання рідких опадів у січні, лютому та
березні становила всього 28 %, а твердих — 72 %. У
Києві у холодні зими 1995, 1996 рр., тривалість випа-
дання твердих і рідких опадів була відповідно 73 - 82 і
24 - 18 %. У теплу зиму (січень-лютий) 1999 р. три-
валість рідких опадів становила 52 %. а твердих - 48 %.
Один раз за 20 років (5 % випадків) сумарна три-
валість опадів за теплий період коливається від 300
год на півдні до 400 год на півночі, а на заході — до
787 год (Львів). Майже щорічно (95 %) тривалість їх
досягає 124 юд на Південному березі Криму, 150 год
у Степу. 250 год - на Поліссі (117).
3.8.4.	Інтенсивність опадів
Інтенсивність опадів це кількість опадів, шо ви-
падає за одиницю часу (хвилину, голину, місяць).
Зазвичай розраховують середню (за дош або сніго-
пад) і максимальну інтенсивність опадів за визначе-
ний час. Інтенсивність опадів розраховують у мм/хв.
взимку — у мм/год. Максимальна інтенсивність ок-
ремих дотів і снігопадів розраховується із стрічок
плювіографів.
Таблиця 3.8.8
Середня інтенсивність опадів (мм/хв)
Станція	1		II	III		*	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII
Київ	0.006	0,006	0,008	0,011	0,017	0,024	0.028	0,024	0,016	0.011	0,008	0,006
Львів	0,004	0.004	0,005	0,009	0.014	0.021	0,023	0.023	0,015	0,010	0,006	0,004
Харків	0,004	0,004	0.004	0,008	0,014	0,023	0,027	0,028	0,014	0,010	0,006	0,004
Луганськ	0,004	0,004	0,005	0,011	0,024	0,036	0,040	0,032	0,022	0,012	0,008	0.005
Пожежевська	0.007	0,008	0,008	0,010	0,016	0,027	0,028	0.025	0,017	0,013	0,012	0,008
Одеса	0,005	0,005	0,005	0,009	0,014	0.024	0.026	0,025	0,020	0.016	0,008	0,007
Сімферополь	0,007	0,006	0,007	0,013	0.020	0.042	0,056	0,038	0,030	0,018	0,011	0,008
Ялта	0,011	0,010	0,010	0,012	0,015	0,028	0,047	0,038	0.032	0,021	0,015	0.014
Інтенсивність опадів є однією з важливих характе-
ристик, шо впливає на формування паводкового стоку.
Загальне уявлення про інтенсивність опадів може
бути одержано за даними середньої місячної кіль-
кості та тривалості їх випадання (табл.3.8.8). Не-
обхідно відмітити, шо інтенсивність за місячною
кількістю опадів значно менша ніж за окремі зливи.
У холодний період року (листопад-березень)
відмічається найменша інтенсивність опадів (від 0.004
до 0,008 мм/хв, у гірських районах до 0,012 мм/хв).
Протягом зими для всієї території характерна незнач-
на інтенсивність опадів, у листопаді та березні вона
дещо більша.
У теплий період року (квітень-жовтень) інтен-
сивність опадів різко збільшується, особливо у літні
місяці, і залишається майже постійною (0,021 -
0.056 мм/хв за місяць).
Восени інтенсивність опадів зменшується, але
повільніше, ніж зростала у весняні місяці. Під час
окремих дошів вона значно більша. У жовтні 1995 р.
сильні доші пройшли в Одеській області (Ізмаїл -
38 мм. із середньою інтенсивністю 1,05 мм/хв). Чер-
каській (Канів - 67 мм. з інтенсивністю 0.09 мм/хв).
Херсонській (Бсхтсри - 56 мм; 0,11 мм/хв).
Чернігівській (Семенівка — 56 мм; 0,11 мм/хв).
Київській (Фастів — 50 мм; 0,09 мм/хв; Бориспіль —
66 мм; 0,18 мм/хв; Біла Церква - 59 мм; 0.08 мм/хв).
Взимку значних збитків завдають сильні снігопади.
Особливо небезпечними є снігопади з кількістю
опадів 20 мм і більше за 12 год і менше. У табл. 3.8.9
наведено дуже сильні снігопади, шо відмічалися у
1998 - 2000 рр.. та їх середню інтенсивність.
Найбільш інтенсивні змішані опади, які супроводжу-
ються різкою зміною температури повітря і зумов-
лені проходженням атмосферних фронтів.
Інтенсивні опади у вигляді дощу та мокрого снігу
можуть випадати навесні та восени. Так, сильні
снігопади з кількістю опадів 21-45 мм, що випадали
протягом 9-12 год. спостерігалися 22 - 25 листопада
1999 р. у Житомирській, Київській. Хмельницькій,
Полтавській, Харківській, Вінницькій. Кіровог-
радській. Дніпропетровській, Донецькій. Запорізькій
областях з середньою інтенсивністю 2,33 - 3,75 мм/год.
Добові максимуми опадів є в основному результатом
інтенсивних пив. тривалість яких може бути значно
меншою за добу (іноді протягом декількох годин).
Влітку частіше, ніж у іншу пору року, випадають
значні і сильні опади. На території країни найчастіше
відмічаються особливо сильні доші з середньою інтен-
сивністю впродовж усього періоду
випадання віл 0,06 до 0,10 мм/хв.
Доші з інтенсивністю 0,11 - 0,15;
0,16 - 0,20; 0,21 - 0,26 мм/хв
відмічаються у 10 - 14 % випадків
кожної градації. Ймовірність до-
шів з середньою інтенсивністю до
1 мм/хв становить 6 %. Доші з се-
редньою інтенсивністю 1 мм/хв і
більше відмічаються у 3 %, най-
більші її значення дорівнювали
1,24 - 1,74 мм/хв.
188
Таблиця 3.8.9
Снігопади з кількістю опадів 20 мм і більше за 12 год і менше
Станція	Дата		Кількість опадів, мм	Тривалість, год	Середня ін- тенсивність, мм/год
	МІСЯЦЬ	рік			
Пожежевська	31.x	1998	38	3,0	12.66
Ай-Петрі	24.1	2000	44	12,0	3,66
Ялта	21-22.1	2000	31	9,0	3.44
Дрогобич	18-19.IV	1999	39	12.0	3.25
Кам'янець- Подільський	23.ХІ	1999	33	11.7	2,82
Жмеринка	16X1	1998	21	9.0	2,33
Болград	21. XI	1998	27	12,0	2,25
ПокошичІ	18-19 IV	1998	25	12,0	2,08
Чаплине	20.111	2000	22	11,0	2,00
Хуст	10-11 II	1998	24	12,0	2,00
Комсомольське	24-25.1	2000	21	12.0	1.75
Зі збільшенням тривалості сильних дощів інтен-
сивність значно змінюється (табл.3.8.10). Проте вже
за тривалості дощу від 12 до 24 год коливання інтен-
сивності стають незначними |І І7|. Такс співвідно-
шення характерне для усіх градацій дуже сильних
дощів. Найбільша інтенсивність спостерігається в
інтервалі 18 - 24 год у західних областях (особливо у
високогірних районах).
Впродовж дощу опади випадають нерівномірно,
інтенсивність за окремі інтервали значно змінюється.
Найбільша інтенсивність дощу (1 мм/хв і більше) у
79 % випадків триває І - 2 хв. з повторюваністю 17 %
— 2-3 мм/хв. Опади з інтенсивністю 4 мм/хв і біль-
ше тривають 1 -2 хв. Зі збільшенням інтенсивності
тривалість дощу зменшується. Зазвичай максимальна
інтенсивність відмічається у першу половину дощу
або у перші півгодини.
Доші такої інтенсивності відмічаються на всій те-
риторії країни, але найчастіше у високогірних райо-
нах. В Українських Карпатах 22 - 26 липня 1980 р.
випали дуже сильні доші, шо спричинили утворення
повені |210|. Між інтервалами часу 5, 10, 20, 40, 60 хв
опади зростали майже вдвічі. За більший інтервал часу
інтенсивність різко зменшувалась, в інтервалі трива-
лості дощу за добу-дві кількість опадів зросла на 10 %.
Найбільша інтенсивність опадів спостерігалась
Таблиця 3 8 10
Інтенсивність сильних дощів (мм/хв) за різної кількості опадів
та тривалості
Кількість опадів, мм	Тривалість, год					
	<1	1-2	2-4	4-8	8-12	12-14
70	1,74	1,30- 0.60	0,60- 0,30	0,30 0,15	0,15- 0,10	0,10- 0,05
80		1,33- 0,65	0,65- 0,35	0,35- 0,16	0,16- 0,11	0,11- 0,05
90	1.50	1.50- 0,75	0,75- 0,38	0,38- 0,19	0,19- 0,11	0,11- 0,06
100		1,60- 0,75	0,75- 0,40	0,40- 0,21	0,21- 0,14	0,14- 0,07
110			1,00- 0,48	0,48- 0,23	0,23- 0,15	0,15- 0,08
впродовж 5 хв (у Чопі — 1.59, Гуті — 1,32. Рибнику —
1,10 мм/хв). Максимальна інтенсивність зливових
опадів 23 липня у Рибнику, Славському. Осмолоді,
Гуті, Нижньому Стуленому дорівнювала 1-1,5 мм/хв,
а середня інтенсивність за 12 год - близько 0.10 мм/хв.
Повторюваність інтенсивності опадів 1,00 мм/хв і
більше найчастіше (64 %) спостерігається за дощ до
20 мм за добу, до 28 % від 20 до 40 мм і тільки 8 %
— від 41 до 80 мм. Інтенсивність опадів понад 3 мм/хв
відмічається дуже рідко за кількості опадів понад 50 мм
за добу.
Опади 30 мм і більше та 50 мм і більше, що випа-
дають за 12 год і менше, поширюються за часом і на
території нерівномірно. Сильні тривалі дощі пройшли
16-18 листопада 1995 р. у Закарпатській області, ко-
ли кількість опадів за 12 год становила 39 - 45 мм
(Нижні Ворота - 40,0 мм з середньою інтенсивністю
0,05 мм/хв; Міжгір'я - 39,0 мм з інтенсивністю 0,05
мм/хв). Особливо тривалими і дуже інтенсивними
були доші в Українських Карпатах у період проход-
ження атмосферних фронтів. Гірські хребти сприяли
утворенню висхідних потоків теплого вологого
повітря. Причому слід зазначити, шо під час пе-
реміщення атмосферних фронтів із заходу га півден-
ного заходу найбільша кількість опадів випадала на
південно-західних схилах Українських Карпат, а на
північних схилах — значно менша.
В останні роки дуже сильні дощі відмічалися у
1998 р. У західній частині країни 12 - 15 червня ви-
пали дощі, кількість опадів яких становила 33-51 мм
за 14 год (Коломия — 36 мм з інтенсивністю 0,40
мм/хв; берегове - 53 мм; 0,17 мм/хв; Ужгород - 34 мм;
0,12 мм/хв; Дрогобич - 40 мм; 0,08 мм/хв). У цей
період погоду Західної Європи визначала улоговина
висотного циклону 1102]. У середній тропосфері вер-
тикальний градієнт температури повітря перевищу-
вав вологоадіабатичний, що сприяло розвитку по-
тужних купчасто-дощових хмар. Значну територію
охопили сильні доші також 18 - 19 червня. У
Львівській, Чернівецькій, Тернопільській, Івано-
Франківській, Вінницькій областях кількість опадів
становила 31 - 64 мм за 3 - 12 год (із середньою
інтенсивністю 0.17 - 0.08 мм/хв). 7-9 липня знову
пройшли сильні доші у Закарпатській. Львівській,
Івано-Франківській областях. Кількість опадів
дорівнювала 30 - 40 мм за 4 - 12 год (з інтенсивністю
0,29 - 0,08 мм/хв). В обох випадках територія знахо-
дилась під впливом приземної улоговини малоактив-
ного циклону, розташованого над Малою Азією. По-
году 7 липня визначав циклон, шо знаходився над
Балтійським морем.
28 - ЗО жовтня 1998 р.спостерігалися дуже сильні
доші в Івано-Франківській і Закарпатській областях,
де кількість опадів становила 30 - 48 мм за 9 - 12 год.
а 4 - 11 листопада в окремих пунктах вона досягала
понад 100 мм з тривалістю 13-31 год. інтенсивність
яких була 0,04 - 0.09 мм/хв. У Міжгір'ї за дві доби
випало 197 мм опадів із середньою інтенсивністю
0,06 мм/хв.
Максимальна інтенсивність (9,50 мм/.хв ) спос-
терігалась в Українських Карпатах (Нижній Бистрий.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
189
15 липня 1957 р.), коли протягом 50 хв випало 16,6 мм
опадів, середня інтенсивність дорівнювала 0.33 мм/хв.
У Лісостепу максимальна інтенсивність (7,70 мм/хв)
відмічалась у Київській області (ім. Старченко, 17 серп-
ня 1957 р.), коли протягом 3 год 39 хв випало 16,6 мм
опадів із середньою інтенсивністю 0,08 мм/хв.
У Степу інтенсивність опадів досягала 7,80 мм/хв,
коли за 34 хв випало 11,9 мм опадів із середнюю
інтенсивністю 0,35 мм/хв (Старобільськ, 11 серпня
1951 р.); 7,00 мм/хв відмічалось у Кирилівці 8 серпня
1995 р., де кількість опадів становила 20.2 мм за І год
47 хв з інтенсивністю 0,19 мм/хв 110]. У Криму мак-
симальна інтенсивність становила 7.00 мм/хв (Клс-
пиніне, 2 серпня 1956 р.) з кількістю опадів 16,8 мм
за 28 хв, а середня інтенсивність - 0,60 мм/хв.
3.8.5.	Райони (ареали) з різною кількістю
опадів
Районування території за кількістю опадів викона-
но на підставі кластерного аналізу, який дозволяє
виділити райони з однотиповим розподілом і струк-
турою метеорологічної величини, які визначаються
особливостями синоптичних процесів та підстильної
поверхні.
Внаслідок класте риза ції безліч векторів кількості
опадів за окремі місяці та за рік на метеорологічних
станціях України розділено на ряд кластерів або
районів з подібною внутрішньою структурою режиму
зволоження.
Аналіз результатів просторово-часової кластеризації
свідчить, шо виділені кластери (райони) характери-
зуються, з одного боку, подібною морфологічною
структурою, а з іншого — розвитком синоптичних
процесів, які визначають режим зволоження тери-
торії України. Отже, кластерний аналіз дозволяє
провести об'єктивне районування території за режи-
мом зволоження за допомогою такої важливої кліма-
тологічної характеристики як місячна та річна
кількість опадів.
Для підтвердження результатів районування про-
веденого на підставі кластерного аналізу застосовано
також метод головних компонент.
Аномалії кількості опадів зазвичай не охоплюють
всю територію, а лише окремі її регіони. Аномалії з
опадами понад норму найчастіше спостерігаються у
західних районах, а аномалії з опадами менше норми
- у східних і південно-східних.
Внаслідок проведеного кластерного аналізу із зас-
тосуванням статистичних методів і врахуванням роз-
поділу кількості опадів за рік виділено райони
(рис.3.8.12):
•	Район з достатнім зволоженням, де кількість
опадів досягає найбільших значень. До нього відно-
сяться Українські Карпати, включаючи Передкарпат-
тя і Закарпаття, а також західна та північно-західна
частини України. В Українських Карпатах кількість
опадів за рік перевищує 1000 мм, а у високогірній час-
тині - навіть 1500 мм, у західних і північно-західних
районах вона коливається у межах 600 - 700 мм. Тут
часто бувають аномально вологі роки.
190
•	Район із нестійка,» зволоження,». До нього вхо-
дить північно-східна і центральна частини країни з
річною кількістю опадів у межах 500 - 600 мм. У
цьому районі збільшується ймовірність посушливих
років, особливо у центральній частині.
•	Район з недостатні.» зволоження.», де найбільша
ймовірність посушливих років. Він включає східну та
південну частини країни. Тут випадає найменша
кількість опадів (400 - 500 мм), а на узбережжі —
менше 400 мм.
Окремо виділяється Донецька височина, де
кількість опадів збільшується до 500 мм. а також
Кримські гори, де випадає понад 1000 мм.
У кожному із вказаних районів можна виділити
підрайони (мезокліматичнї), де утворення та повторю-
ваність опадів значно залежить від місцевих факторів.
Аналізуючи ареали кількості опадів дія окремих
місяців та сезонів, виявилось, шо число ареалів в усі
місяці майже однакове, але плоша охоплення не завж-
ди має однакові розміри і різну спрямованість залеж-
но від синоптичних процесів певного місяця. Для
січня властивий міжширотний обмін повітря, шо зу-
мовлює меридіональне розміщення ареалів. У квітні
напрям ареалів змінюється. У західних областях вони
розташовуються з півночі на південь, а на півдні та
південному сході - переходять на широтний. У липні
ареали переважно мають широтний напрям, за винят-
ком західних районів, де протягом року зберігають ме-
ридіональний напрям. У жовтні ареали знову направ-
лені меридіонально, крім південних районів, де їх
розміщення залишається широтним.
Наведені результати розподілу кількості опадів у
різних районах вказують на значну неоднорідність
поля опадів, зумовлену неоднаковими умовами опа-
доутворення.
Інформація щодо режиму зволоження для тери-
торії країни дає змогу виявити його внутрішню
структуру, діапазон коливання кількості опадів за
місяць, сезон і за рік, встановити рівень зволоження
як у просторі, так і в часі. Отримані ймовірнісні по-
казники можуть бути використані як у наукових, так
і практичних цілях.
3.9.	СНІГОВИЙ ПОКРИВ
Сніговий покрив істотно впливи на формування
клімату в зимовий сезон. Сніговий покрив має висо-
ку відбивну та випромінювальну здатність, різко
зменшує радіаційний баланс, сприяє охолодженню
нижніх прилеглих до нього шарів повітря та форму-
ванню над значною територією суходолу стійких ан-
тициклонів. Сніг, злежуючись у великій кількості в
западинах та поблизу різних перешкод, вирівнює та
згладжує підстильну поверхню, внаслідок чого змен-
шується шорсткість і збільшується швидкість вітру.
Сніг відіграє значну роль у формуванні термічного
режиму приземного шару повітря та зволоженні
верхніх горизонлів грунту 1130].
Внаслідок розвіювання та перенесення снігу вілром
може істотно змінитись початковий вигляд снігового
покриву, особливо у районах із переважанням силь-
ного вітру та пересіченої місцевості. В умовах Ук-
раїни, особливо у Лісотепу та Степу, сніговий покрив
на полях невисокий. Існує значний ефект перероз-
поділу снігу - там. де рельєф сильно розчленований,
підвищені місця часто незахищені, а в улоговинах та
біля перешкод відбувається його накопичення.
3.9.1.	Утворення, руйнування снігового
покриву та тривалість його залягання
Установлення снігового покриву на території Ук-
раїни здебільшого відбувається протягом місяця. На
північному сході та в Українських Карпатах він заля-
гає у середньому в першій декаді листопада, у Лісос-
тепу, Кримських горах та Передкарпатті — у другій
декаді листопада. У кінці листопада сніг вкриває вже
більшу частину території. На півдні це відбувається
ще пізніше: на Причорноморській та Закарпатській
низовинах - в першій декаді, у рівнинному Криму -
другій декаді грудня, а на Південному березі Криму
— першій декаді січня.
Залягання снігу на відкритій і захищеній місце-
вості та в горах має свою відмінність. Перерозподіл
снігу в містах незначний, тому шо парки та висотні
споруди сприяють зменшенню швидкості вітру, а от-
же і здуванню га переміщенню снігу.
Залежно від особливостей синоптичних процесів
дати появи снігового покриву в окремі роки істотно
коливаються. Сніговий покрив може з’явитись на
більшій частині території як наприкінці жовтня —
перших числах листопада (1991. 1992 рр), так і у
першій-другїй декаді грудня (1990, 1996 рр.).
Для розкриття динаміки дат появи та сходження
снігового покриву, утворення та руйнування стійко-
го снігового покриву використовується ймовірнісний
метод. За його допомогою були побудовані номогра-
ми, із яких можна отримати характеристики снігово-
го покриву заданої ймовірності для різних районів,
якшо відомі їх середні значення.
Сніговий покрив із 5%-ною ймовірністю (один
раз на 20 років) може спостерігатись у першій декаді
жовтня на північному сході та в першій декаді лис-
топада у південних районах (рис. 3.9.1). Майже
щорічно (95 %-на ймовірність) відмічається сніго-
вий покрив відповідно у першій декаді грудня га в
другій декаді січня. Розподілу дат появи снігового
покриву властива слабка асиметрія, тому шо їх се-
редні значення майже співпадають із 50 %-ною
ймовірністю.
У середньому через місяць після появи снігового
покриву встановлюється стійкий сніговий покрив. У
період передзим'я (між появою снігового покриву та
його стійким утворенням) може відмічатись коротко-
часне утворення снігового покриву. Земна поверхня
у цей час ще недостатньо охолоджена, на грунті
спостерігається позитивна температура.
У місті здування снігу не вибувається, тому стійкий
сніговий покрив тут утворюється дешо раніше, ніж на
околицях, де перший сніговий покрив у викритих не-
захишених умовах переміщується, змішуючись з зем-
лею і класифікується як тимчасовий.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
191
МОЖЛИВІ ДАТИ
Рис. 3.9.1. Номограма для розрахунку дат утворення стійкого
снігового покриву різної ймовірності (%) раніше вказаних дат.
В окремі роки період передзим’я може збільшува-
тись до 100 днів. В умовах нестійкого термічного ре-
жиму період передзим’я у Передкарпатті та в горах
нерідко триває до 30-40 днів. На Закарпатській низо-
вині цей період становить близько 20 днів. Іноді од-
разу після появи снігу формується стійкий сніговий
покрив. У цей період переважають циркуляційні
процеси, які зумовлюють зниження температури
повітря та значне охолодження підстильної поверхні.
Стійкий сніговий покрив найранішс (у першій по-
ловині грудня) утворюється в Українських Карпатах
та на північному сході (рис. 3.9.2). У горах його
залягання залежить віз експозиції схилів. На
північно-східних схилах Українських Карпат він
утворюється на 4-6 днів раніше, ніж на півден-
но-західних. На значній частині території
країни стійкий сніговий покрив установлюється
у третій декаді грудня, в південних районах та
на Закарпатській низовині - лише у першій де-
каді січня. В окремі роки стійкий сніговий пок-
рив з'являється у другій-третій декадах листопада
(майже на місяць раніше середніх дат) або лише
у першій декаді січня. Один раз на 20 років (5 %-
на ймовірність) стійкий сніговий покрив може
утворитись на північному сході на початку лис-
топада. а на півдні - у першій декаді грудня. На
північному сході майже щорічно з 95 %-ною
ймовірністю стійкий сніговий покрив спос-
терігається у середині січня, а на сході — у сере-
дині лютого.
Весною, з підвищенням температури повітря почи-
нається руйнування стійкого снігового покриву. Най-
раніше він руйнується на крайньому заході країни, на
Закарпатській низовині та в Передкарпатті - нап-
рикінці лютого - на початку березня, у Кримських
горах - першій декаді березня, у північно-східних
районах - у другій декаді березня (рис. 3.9.3).
В Українських Карпатах на висоті 500 - 700 м
стійкий сніговий покрив руйнується у середині берез-
ня, а на вищих рівнях пізніше (наприкінці квітня
або у першій декаді травня). Із 5 %-ною ймовірністю
192
(один раз на 20 років) сходження стійкого снігового
покриву може вибутися в західних районах у першій
декаді січня, а на сході - на початку лютого. Майже
шорічно відбувається руйнування стійкого снігового
покриву на сході наприкінці березня, а на північно-
му сході — у третій декаді квітня.
Стійкий сніговий покрив утримується близько 60 -
70 днів. У напрямі на захід тривалість залягання
стійкого снігового покриву зменшується. У районах
Волинської, Подільської та Донецької височин, і в
Кримських горах вона дешо зростає (до 80 днів), а в
Українських Карпатах — навіть досягає 100 - 110 днів.
Така ж тривалість його залягання відмічається й на
північному сході.
В окремі зими період залягання стійкого
снігового покриву може зменшуватись до 20 -
ЗО або подовжуватись до 130 - 140 і навіть 150 -
160 днів. Поряд з цим, бувають зими без стійко-
го снігового покриву (1965 - 66, 1973 - 74, 1974
- 75 рр). Подібною була зима 1989 - 90 р., коли
в окремих районах стійкий сніговий покрив
був відсутній, або утримувався майже 40 - 60
днів, а на Причорноморській низовині - до 10
днів. На Закарпатській низовині відмічається
до 50 % зим без стійкого снігового покриву, у
Передкарпатті - близько 20 %. У Криму зими
досить теплі, з частими відлигами, тому на
більшій частині півострова у 80 % зим стійкий
сніговий покрив не утворюється. Проте у Ялті
у 1954 р. він залягав з 3 січня до 25 лютого, а
в 1985 р. — з 4 лютого до 10 березня. В Українських
Карпатах зим без стійкого снігового покриву не бу-
ває. На півдні Причорноморської низовини, включа-
ючи і рівнинний Крим, один раз на 20 років (5 %-на
ймовірність) сніговий покрив зникає на початку лю-
того, а на північному сході — наприкінці березня
(рис. 3.9.4).
На Причорноморській низовині майже шороку (із
95 %-ною ймовірністю) сніговий покрив сходить у
першій декаді квітня, а на північному сході - лише
у двадцятих числах квітня.
Період між руйнуванням стійкого снігового покри-
ву та остаточним сходженням снігу називають після-
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
193
зим'ям. Він нетривалий і продовжується від 15 (у
північних та східних районах) до 25 днів — на решті
території. В окремі роки післязим'я не спостерігаєть-
ся, або може тривати понад 100 днів.
Сніговий покрив найраніше сходить на рівнинній
частині Криму та на півдні Причорноморської низо-
вини — на початку, а на крайньому заході — нап-
рикінці другої декади березня. На більшій частині
території Полісся та Лісостепу сніг сходить нап-
рикінці березня, а на північному сході та в Кримсь-
ких горах і Українських Карпатах — на початку
квітня, на висоті 500 - 700 м — наприкінці першої
або на початку другої декади квітня. На південно-
західних схилах Українських Карпат сніговий покрив
зникає на декілька днів раніше, ніж на північно-
східних.
Тривалість затягання снігового покриву — це
період між його появою та сходженням. На північно-
му сході вона становить 140 днів, у північних та
східних районах - біля 130, південних районах -
менше 100 днів. В окремі зими сніг залягає 80 - 90
днів (1973 — 74, 1974 - 75, 1990 - 91 рр.), а в півден-
них районах - 40 - 60 днів (1971 — 72, 1989 - 90,
1992 — 93 рр.), на Південному березі Криму - навіть
близько 30 днів (1994 - 95 рр.).
Число днів із сніговим покривом змінюється на
рівнинній території у межах від 30 до 110 днів. В Ук-
раїнських Карпатах ці коливання становлять від 50
(на Закарпатській низовині) до 160 днів (на висо-
когір'ях). На Донецькій височині та в Кримських го-
рах число днів досягає майже 90. на заході України
- менше 80, а в Степу число днів зменшується (з
півночі на південь) від 70 до 40. Це пов'язано із
зміною теплового та радіаційного режиму. На При-
чорноморській низовині та на рівнинній частині
Криму воно становить 30-40, а на узбережжі —
близько 20 днів |235|.
Мінливість числа днів можна проаналізувати за до-
помогою номограми(рис. 3.9.5). Верхня її частина ха-
рактеризує північно-східні райони (100 - 110 днів), а
нижня відповідає районам рівнинного Криму та При-
чорноморської низовини (30 - 40). Середні значення
майже співпадають з лінією 50 %-ної ймовірності.
Рис. 3.9.5. Номограма для розрахунку числа днів із сніговим покривом
різної ймовірності (%) рівного та вище вказаних значень. Рік.
В окремі зими на північному заході число днів із
сніговим покривом може змінюватись від 40 до 160,
а на півдні та заході - від 2 до 100 днів ( табл. 3.9.1,
рис. 3.9.6). У зими 1995 - 96, 1996 - 97 рр. у гірсь-
ких районах сніг залягай 185 днів.
Таблиця 3.9.1
Число днів із сніговим покривом
Станція	Найменше число днів	Зима	Середнє число днів	Найбільше число днів	Зима
Житомир	32	1974-75	93	140	1908-09
Київ	23	1937-38	97	160	1908-09
Львів	1	190304	86	151	1995-96
Полтава	34	1901-02	86	143	1908-09
Харків	48	1954-55	94	149	1908-09
Умань	19	1924-25	87	148	1908-09
Луганськ	25	1901-02	76	126	1895-96
Пожежевська	95	1972-73	115	185	1995-96
Дніпропетровськ	31	1909-10	74	119	1975-76
Ужгород	13	1947-48	53	105	1963-64
Плай	105	1989-90	115	185	1995-96
Чернівці	26	1982-83	84	152	1995-96
Одеса	2	1901-02	34	95	1931-32
Запоріжжя	22	1954-55	57	117	1995-96
Херсон	2	1901-02	37	76	1953-54
Сімферополь	7	1945-46	33	70	1953-54
Ялта	5	1994-95	12	56	1953-54
Ай-Петрі	39	1899-1900	102	156	1922-23
3.9.2.	Висота, щільність снігового покриву і
запас води у ньому
Висота снігового покриву в основному залежить від
кількості опалів та температури у період снігонакопи-
чення. Крім того, на неї впливає перенесення снігу
вітром, випаровування га інші чинники. Цей показник
змінюється як протягом зими, гак і в окремі роки.
У холодні зими спостерігається закономірне збіль-
шення висоти снігового покриву протягом зими.
Максимальне снігонакопичення буває наприкінці
лютого або в березні. У теплі зими максимальна ви-
сота може відмічатись у будь-якому місяці холодного
періоду. У третій декаді грудня середня
висота на більшій частині території ста-
новить 3 - 5 см, а надалі вона зростає
до 7 - 9 см. На значній частині тери-
торії найбільші значення висоти (12 -
15 см) спостерігаються у лютому, а в
південних районах — у третій декаді
січня (5-7 см). У третій декаді березня
відбувається швидке зменшення висоти
до 2 - 4 см.
Для розв'язання багатьох практичних
завдань важливу роль відіграє середня
з найбільших декадних висот за зиму
або середня максимальна висота. На
південному заході Закарпатської низо-
вини середня з найбільших декадних
висот снігового покриву становить всь-
ого 15 см. У районах, що безпосередньо
194
Рис. 3.9.6. Число днів із сніговим покривом за окремі зими.Київ.
прилягають до Вулканічного хребта, вона зростає до
20 см, а у Верхньотисенській улоговині вже досягає 20
25 см. У Передкарпатті середня найбільша декадна
висота коливається у незначних межах: у При-
іністров'ї - близько 20 см, а на решті території - від
20 до 25 см. У гірських районах висота снігового
покриву зростає разом з висотою місцевості. На
північному заході Українських Карпат вона стано-
вить 40 см. у центральній частині знаходиться район
і висотою снігового покриву понад 50 см. У висо-
когірній частині — на Свидовці. Чорногорі та інших
висота становить понад 70 см. В окремі зими ви-
сота снігового покриву може відхилятись від середніх
іначень і досягати 50 см і більше, а в гірських райо-
нах - навіть понад 100 см. На північному сході та на
Волинській і Подільській височинах вона дорівнює
20 см, на північному заході, крайньому сході та в
південних районах — менше 15 см, на Чорноморсь-
кому узбережжі — менше 10 см.
Щільність снігу залежить від розміру та структури
сніжинок, висоти снігового покриву, тривалості йо-
ю залягання, швидкості вітру та температури
повітря. На початку зими сніг має невелику
щільність - 150 - 200 кг/м’, але з часом сніг осідає і
ущільнюється. У холодні зими щільність снігу, що
нипав, становить 80 - 120 кг/м1. Збільшення щіль-
ності снігу вибувається безперервно, але у разі нас-
тання морозів цей процес уповиьнюється. а пщ час
відлиг, навпаки, прискорюється. У містах, де
швидкість вітру зменшується, затримується зростан-
ня щільності. У весняні місяці щільність снігу
дорівнює 250 - 300 кг/м’ з максимумом до 580 кг/м'
(друга декада березня). Весняне збільшення щіль-
ності снігового покриву вибувається доти, доки сніг
не ібагатиться водою.
У розрахунках снігового навантаження на споруди
використовуються середні значення щільності під
час найбиьшої висоти снігового покриву та в декаду
наибиьшого запасу води. Середня щільність під час
найбиьшої висоти снігового покриву змінюється від
.'00 у Степу до 250 кг/м’ на північному сході та До-
нецькій височині. Середня щільність дещо більша у
лекалу з найбільшим запасом води і коливається вщ
240 у Степу до 310 кг/м' на
Поліссі та Донецькій висо-
чині. В Українських Карпатах
щільність снігу змінюється: на
висоті 100 м вона становить
відповино 200 - 240 кг/м’; у
нижній та середній частині гір
- зростає до 250 - 290 кг/м!.
Невеликі значення (210 - 230
кг/м’) щільності снігового
покриву відмічаються у замк-
нутих міжгірних улоговинах.
Високогір'я характеризується
найбиьшою пильністю сніго-
вого покриву. Через значну
висоту снігу та сильні вітри
пильність тут досягає 300 -
350 кг/м'.
Середня з найбільшої декадної щиьності снігово-
го покриву на всій території перевищує 300 кг/м’,
лише у південному Степу вона становить 260 кг/м’,
а на північному сході — 380 кг/м’.
За даними висоти та шиьності снігового покриву
розраховується кількість води, шо накопичилась у
сніговому покриві — запас води у сніговому покриві.
Ця інформація свідчить про можливий об'єм весня-
ної повені, вологозабезпеченість грунту, снігове на-
вантаження на споруди. Розподілу запасів води у
сніговому покриві властиві ті ж закономірності, шо й
розподілу висоти снігу — зростання запасів води з
посиленням континентальності клімату та збільшен-
ням висоти місцевості.
Протягом зими запас води у сніговому покриві
змінюється. На більшій частині території у третій де-
каді грудня він становить близько 10 мм. наприкінці
січня зростає до 15-20 мм, а в лютому та першій де-
каді березня — до 20 - 30 мм. Танення снігового пок-
риву починається з другої декади березня. У горах
(на висоті понад 1000 м) сніговий покрив установ-
люється у третій декаді листопада і наприкінці
третьої декади грудня запас води у сніговому покриві
на цих висотах значно зростає (на масиві Чорногора
перевищує 90 мм). У лютому 1985 та 1995 рр. на
станції Пожежевська він досягав 250 - 280 мм. У Пе-
редкарпатті запас воли у сніговому покриві стано-
вить 20 мм і розподіляється на території досить
рівномірно. На північно-с.хиному макросхилі його
запас зростає до 35 мм, на Закарпатській низовині —
до 20 - ЗО мм. на схилах гір — збиьшуеться до 45 мм.
Середній із найбиьших запасів води за зиму у
сніговому покриві має важливе значення для оцінки
запасів води у басейнах річок та вологозапасів грунту.
Середній з найбільших запас води у сніговому пок-
риві за зиму відмічається наприкінці лютого і досягає
у північно-східних районах 50 - 60 мм. на більшій час-
тині країни — 30 - 40 мм. а в південних районах 20 -
ЗО мм. Найменший максимум запасу води коливаєть-
ся ви 3 мм на Причорноморській низовині до 15 мм
у північному Степу, а найбільший максимум — вії 40
мм на Причорноморській низовині до 180 мм на
північному сході та на Донецькій височині.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
195
В Українських Карпатах середній з найбільших
запасів води у сніговому покриві на Закарпатській
низовині становить ЗО - 35 мм. Зі збільшенням висо-
ти місцевості запас води швидко зростає, досягаючи
на висоті 400-600 м — 45 - 60 мм. а на висоті 600 -
1000 м - 60 - 100 мм. У Передкарпатті середній з
найбільших декадних запасів води змінюється від 40
до 45 мм. Високогір'я характеризується значними за-
пасами води у сніговому покриві. На масиві Чорно-
гора він становить 260 мм.
3.9.3.	Сильні снігопади
У зимовий сезон відмічаються сильні снігопади
(кількість опадів 20 мм і більше за 12 год та менше).
У більшості випадків (41 %) сильні снігопади
пов’язані з виходом південних циклонів із Середзем-
ного моря. Балканського півострова, проходженням
холодного фронту з хвилями (28 %) та з переміщен-
ням циклонів із заходу (12 %). Інколи вони можуть
виникати під час переміщення циклонів в улогови-
нах. пірнаючих циклонів та в штормовій перехідній
зоні між циклоном над Чорним морем та антицикло-
ном над Європейською частиною Росії.
Під час сильних снігопадів ускладнюється робота
автомобільного та залізничного транспорту, обрива-
ються проводи ліній зв'язку та ЛЕП, пошкоджують-
ся крони дерев, затримується робота на будівельних
об'єктах та в комунальному господарстві. Пізні сні-
гопади можуть затримувати посівні роботи. Снігопа-
ди спричинюють підйоми рівня воли у річках та во-
досховищах а також грунтових вод.
Сильні снігопади виникають у період із жовтня до
квітня. Найчастіше вони бувають у січні га лютому. У
квітні та жовтні снігопади найбільш ймовірні у
західних та північно-західних областях. В Українських
Карпатах вони бувають навіть у травні (1966, 1989 та
1991 рр.). Сильні снігопади можливі також і у вересні.
Так. 30 вересня 1995 р. у Київській, Житомирській,
Вінницькій та Кіровоградській областях пройшли ду-
же сильні доші з мокрим снігом, випало 50 - 70 мм
опадів. З 5 до 7 вересня 1992 р. на Пожсжевській та-
кож спостерігались сильні снігопади. Щоденно випа-
дало понад 20 мм опадів, а 7 вересня - 29 мм.
В Українських Карпатах і Кримських горах сильні
снігопади спостерігаються з 60%-ною частотою, тоб-
то вони бувають через рік. Значна повторюваність
(до 50 %) таких снігопадів відмічається в Одеській,
Дніпропетровській областях. На більшій частині
рівнинної території сильні снігопади відмічаються у
20-40%. Найменша частота (10 - 20 %) таких сніго-
падів характерна для західних (Волинська,
Рівненська. Хмельницька) і південних (Херсонська)
областей.
Під час сильних снігопадів максимальна кількість
опадів досягає 40 - 70 мм. у горах та в окремих об-
ластях рівнинної частини - НМ) мм і більше. Така
кількість опадів зазвичай випадає за проміжок часу
більший ніж 12 год.
Сильні снігопади сприяють зростанню снігового
покриву, який може збільшуватись на 20 - 30 см. у
гірських районах — до 40 см і більше.
см	Київ
ЗОЇ--------------------------
 середня висота  висота за зиму 1995-96 р.
 середня висота  висота за диму 1984 85 р
 середня висота  яисота за зиму 1995-96 р.
 середня яисота  висота за зиму 1984-85 р.
Рис. 3.9.7. Декадна висота снігового покриву (см) за
постійною рейкою.
196
Залежно віл основних показників снігового покри-
ву (висоти, числа днів зі сніговим покривом, запасів
води) можна виділити малосніжні та багатосніжні
ліми. Зазвичай вони пов'язані з аномально теплими
та аномально холодними за температурним режимом
зимами. Малосніжні зими - не теплі зими, з опада-
ми у вигляді дощу і снігу, інколи з ожеледдю та
відлигами. В останні роки такими були зими 1989 -
90, 1993 - 94 рр. Ці зими характеризувались незнач-
ним числом днів із сніговим покривом, невеликою
висотою снігового покриву.
Під час багатосніжних холодних зим утримується
морозна погода з тривалим заляганням снігу, значною
його висотою. Такою була зима 1995 - 96 р., коли
сніговий покрив залягав понад 5, а в районі станцій
Плай та Пожежевська — понад 6 місяців. Сніговий
покрив мав значну висоту і становив у лютому понад
100 см у передгір'ях Українських Карпат (рис. 3.9.7).
Па решті території висота досягала 40 - 50 см і
навіть перевищувала 60 - 70 см на Поліссі га в пе-
редгір'ях Українських Карпат. Багатосніжною була
на півдні зима 1984 - 85 р. Як було відмічено раніше,
навіть у Ялті може спостерігатися стійкий сніговий
покрив і висота снігу перевищувати 50 см .
Залежно віл тривалості залягання снігового покри-
ву, висоти та числа днів із сніговим покривом на те-
риторії України можна виділити декілька районів:
•	Українські Карпати, Кримські гори район трива-
лого залягання снігового покриву (150 днів) та знач-
них висот і снігозапасів;
•	північно-східний район із заляганням снігового
покриву близько 140 днів;
•	Донецька височина — сніговий покрив залягає
протягом 130 днів;
•	центральний район — тривалість залягання сніго-
вого покриву становить 120 - 130 днів;
•	район нестійкого залягання снігового покриву -
Причорноморська та Закарпатська низовини,
рівнинна частина Криму та Південний берег Криму,
де у 50 - 80 % зим стійкий сніговий покрив відсутній.
3.10.	СУМАРНЕ ВИПАРОВУВАННЯ
Водні ресурси Землі — атмосферна волога, поверх-
неві, підземні та грунтові води найтісніше взаємо-
пов'язані з кругообігом води. Основними чинника-
ми. що впливають на кругообіг води, є теплова
енергія і сила тяжіння. Під впливом теплоти відбу-
вається випаровування, конденсація водяної пари, а
під впливом сили ваги — паління крапель дощу, течія
річок, рух поверхневих і підземних вод.
Щорічно з поверхні земної кулі випаровується
577 тис.км' води. Більша Ті частина припадає на
Світовий океан (505 тис.км ) і менша (72 тис.км3) -
на суходіл. Волога, шо випарилася, конденсується і
випадає у вигляді опадів. Річна кількість опадів, шо
випадає на поверхню океану, менша ніж випарову-
вання. Надлишок вологи, що випаровується, у
кількості 47 тис.км' переноситься повітряними
течіями на континенти та острови і формує ріки,
озера, льодовики і підземні води. Такий же об'єм
води повертається протягом року в океан у вигляді
стоку річок і стоку підземних вод [97].
Випаровування є однією з основних складових теп-
лового і водного балансів підстильної поверхні. Завдя-
ки йому атмосфера не тільки збагачується вологою,
але й обмінюється теплом з поверхнею землі. Відно-
шення кількості теплоти, витраченої на випаровуван-
ня атмосферних опадів, до радіаційного балансу
підстильної поверхні прийнято вважати показником
посушливості клімату. В Україні цей показник протя-
гом року змінюється від 0,8 - 1,0 на Поліссі (з до-
статнім і надмірним зволоженням) до 0,4 - 0,6 у Сте-
пу (з недостатнім зволоженням). Розподіл випарову-
вання на території країни визначається, головним чи-
ном, кількістю атмосферних опадів.
Випаровування представляє великий інтерес під
час дослідження процесів у нижніх шарах атмосфе-
ри, а для сільськогосподарського виробництва має
важливе практичне значення.
Випаровування вимірюють випарниками різних
конструкцій у міліметрах випареної води за одиницю
часу (годину, добу, місяць тощо). Інтенсивність ви-
паровування, його добовий та сезонний хід залежать
від характеру випаровуваної поверхні, її температури
та вологості, швидкості вітру, атмосферного тиску.
Протягом доби найбільше випаровування
відмічається о 13 - 14 год, протягом року — за най-
вищої температури повітря.
У зв'язку з тим, що випарників недостатньо, для виз-
начення випаровування застосовують різні розрахункові
методи. Сумарне випаровування визначено за методом
О. Р. Константи нова. який грунтується на використанні
інформації метеорологічних спостережень 1125].
Місцеві особливості, що залежать від характеру
рельєфу, різновидність рослинного покриву, розо-
рюваність сільськогосподарських угідь, заболоченість
і обводнсність луків у розрахунках не враховувались.
Характерною особливістю розподілу випаровуван-
ня є широтна зональність: зі зменшенням широти
випаровування збільшується. Виняток станоалять
посушливі райони південного сходу і частково
півдня України. Крім надходження сонячного тепла
і наявності вологи у грунті, певний вплив на випаро-
вування маніть макроциркуляційні процеси, стан
підстильної поверхні, характер рослинного покриву,
структура грунту, його механічні властивості тощо.
Зі зміною співвідношення між випаровуванням із
грунту і внутрішніх водойм відповідним чином
змінюються витрати тепла на випаровування. У
північних районах, де річкова і озерна мережа густа,
а переважним видом підстильної поверхні є ліси й
болота, затрати тепла на випаровування влітку до-
сить значні.
Зимою на території України випаровування
змінюється від 15 до 40 мм/ссзон та більше
(табл.3.10.1). Його значення зростають з півночі на
південь та зменшуються із заходу на схід. У цей се-
зон сумарне випаровування змінюється незначно,
що є наслідком слабких температурних контрастів.
Часті відлиги, шо зумовлюють вишу температуру і
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
197
Таблиця 3.10.1
Сумарне випаровування (мм) у природних зонах і регіонах
Місяць	Полісся			Лісостеп			Степ		Передкар- паття	Закарпаття
	західне	центральне	Східне	західний	централь- ний	східний	північний	південний		
І	6	4	3	4	4	3	6	11	7	9
II	15	14	10	14	13	10	14	20	17	19
III	28	29	28	28	28	28	24	31	35	35
IV	45	47	48	49	47	43	43	*	54	52
V	75	67	63	81	63	56	55	59	94	95
VI	96	94	97	109	93	75	68	60	124	114
VII	95	104	111	112	101	88	66	57	118	114
VIII	77	84	83	84	74	67	51	49	90	89
IX	47	46	41	45	38	43	42	43	52	54
X	25	24	21	23	22	22	22	26	28	ЗО
XI	11	10	7	9	10	8	12	17	12	15
XII	4	4	2	3	4	2	5	11	6	9
Зима	25	22	15	21	21	15	25	42	ЗО	37
Весна	148	143	139	158	138	127	122	134	183	182
Літо	268	282	291	305	268	230	185	166	332	317
Осінь	83	80	69	77	70	73	76	86	92	99
Рік	524	527	514	561	497	445	408	428	637	635
більшу повторюваність краплинно-рідких опалів у
західних і південних районах країни, сприяють зро-
станню сумарного випаровування. Найбільше випа-
ровування взимку спостерігається на Закарпатській
низовині (понад 40 мм/сезон) та в південному Сте-
пу: у західній частині - 40 - 50 мм/сезон, у цент-
ральній — 35 - 50 мм/сезон. на Південному березі
Криму - 70 - 130 мм/сезон. Найменші його значен-
ня спостерігаються у грудні-січні, у лютому випаро-
вування зростає на 8-12 мм.
Від лютого до березня випаровування зростає на
15-20 мм. Навесні відбувається різке зростання ви-
паровування на всій території, шо є наслідком
збільшення радіаційного балансу, вологозапасів у
грунті, і змінюється від 180 мм/сезон на заході до 120
мм/сезон на сході. Найбільші значення випаровуван-
ня за весну (понад 160 мм/сезон) спостерігаються у
південній частині західного Лісостепу, Передкарпат-
тя і на Закарпатській низовині. На північ та схід від
цієї території воно зменшується. У північній частині
західного та центрального Полісся, у західній частині
центрального Лісостепу та на крайньому південному
заході південного Степу випаровування знаходиться
у межах 140 - 160 мм/сезон. Для східного Полісся,
східної частини центрального та більшої частини
східного Лісостепу, північного і південного Степу
випаровування становить 120 - 140 мм/сезон.
Південно-східна частина східного Лісостепу та східна
частина північного Степу характеризуються наймен-
шими значеннями випаровування (менше 120 мм/се-
зон). Чіткішими є зміни випаровування протягом
весняного сезону. На Поліссі та в Лісостепу від бе-
резня до гравня воно збільшується у 2 - 3 рази, а в
північному та південному Степу — у 1,5 - 2 рази.
Зменшення кількості опалів із заходу на схід і є при-
чиною зміни сумарного випаровування у цьому на-
прямі. На решті території значення випаровування
становлять 160 - 180 мм/сезон. Незначне збільшення
сумарного випаровування спостерігається у цент-
ральній частині. На всій території країни сумарне
випаровування протягом весни різко змінюється.
Особливо різка зміна його відмічається від квітня до
травня: у цей час воно збільшується більш ніж у 1,5
рада, шо пояснюється зростанням радіаційного ба-
лансу за умов значних запасів вологи у грунті.
Відмічається чітко виражений вплив Чорного і
Азовського морів на режим випаровування з
підстильної поверхні.
Літній сезон характеризується найбільшими зна-
ченнями випаровування та найрізноманітнішим про-
сторовим його розподілом. Зростання випаровування
від травня до червня становить у Передкарпатті. на
Закарпатській низовині. Поліссі та в Лісостепу 20 -
30 мм, у північному Степу 10 - 15 мм. у південному
Степу воно практично відсутнє.
Влітку виділяється осередок підвищеного випарову-
вання (280 - 300 мм/сезон) на заході та північному за-
ході, який охоплює Закарпатську низовину й Перед-
карпаття, майже все Полісся, захід центрального Лісо-
степу (рис. 3.10.1). На решті території Лісостепу сумар-
не випаровування дорівнює: 220 - 260 мм/сезон.
Південно-східна частина східного Лісостепу характе-
ризується випаровуванням 200 - 220 мм/сезон. На
більшій частині північного та південного Степу спос-
терігається випаровування у межах 160 - 200 мм/сезон.
Влітку найменші його значення (менше 160 мм/сезон)
на південному сході північного та південного Степу,
на схід від лінії Херсон - Гуляйполе - Луганськ.
Максимальні місячні значення випаровування
відмічаються у червні-липні, у серпні вони зменшу-
ються. Зменшення місячних значень випаровування
за літо становить на Закарпатській низовині, Перед-
карпатті, Поліссі та в Лісостепу 20 - 30 мм, у північно-
му та південному Степу 10 - 20 мм. У північних рай-
онах сумарне випаровування у серпні значне (понад
80 мм/місяць), а на півдні — істотно знижене, шо
пов'язано з меншими запасами вологи у грунті на по-
чатку літа порівняно з весною. Внаслідок невеликої
кількості опадів навесні і більш раннього початку ве-
гетації рослин грунт на початку літа вже сухий.
Значне випаровування у гірській місцевості спри-
чинюється як у зимовий, так і весняний сезони
більшою кількістю опадів за умов відносно високої
температури повітря з тією лише різницею, то тут
взимку і восени опади збільшуються внаслідок утво-
рення додаткових висхідних токів, а влітку — поси-
лення і розвитку орографічної конвекції. В Ук-
раїнських Карпатах кількість опадів за літній сезон
порівняно з рівниною більша на 25 - 30 %. На
північний схід спостерігається зменшення сумарного
випаровування, шо зумовлено вітровою тінню
гірських хребтів. У північ но-західних областях у
південній частині Полісся, зайнятій болотами та
лісами, випаровування зростає через надмірне зволо-
ження підстильної поверхні.
198
Вплив моря на кількість вологи, що випаро-
вується, у літній сезон проявляється особливо чітко.
У прибережних районах Чорного і Азовського морів
випаровування найменше. Незначні запаси вологи у
грунті в причорноморському Степу.
Наприкінці весни (травень) випаровування у
південному Степу зменшується порівняно з Ук-
раїнськими Карпатами. У цей період на Поліссі, у
Лісостепу та Степу воно майже однакове. Правобе-
режний і лівобережний Лісостеп характеризуються
приблизно однаковими значеннями середнього до-
бового сумарного випаровування в усі місяці, тому
що за характером підстильної поверхні та кліматич-
ними умовами вони істотно не відрізняються.
У літній сезон на всій території, крім Українських
Карпат, випаровування переважає над опадами.
Максимальна від'ємна різниця між опадами і випа-
ровуванням спостерігаються на півдні, а мінімальна
- на півночі.
Перехід від літа до осені характеризується істотним
зменшенням випаровування. На півночі воно змен-
шується внаслідок зниження температури повітря, на
півдні — зменшення кількості опадів.
Восени найбільше випаровування (80 - 100 мм/се-
зон) на Закарпатській низовині та в Передкарпатті, на
західному Поліссі, у північній частині західного Лісо-
степу, у південному' Степу. На решті території — воно
знаходиться у межах 70 - 80 мм/сезон. Мінімальні
значення (менше 70 мм/сезон) спостерігаються на
східному Поліссі, у північно-східній частині східного
Лісостепу, північного та південного Степу. Виділяєть-
ся також смуіа знижених значень (менше 70 мм/сезон)
на заході центрального Лісостепу.
Осінь (від вересня до листопада) характеризується
значним зменшенням випаровування — у 3 - 5 разів.
Протягом осіннього сезону випаровування змен-
шується від 40 - 55 мм у вересні до 7 - 17 мм у лис-
топаді. Порівняно невеликі коливання спостеріга-
ються на заході, де воно віл вересня до листопада
зменшується у 4 рази. Максимальні зміни місячного
випаровування відмічаються у північних районах.
У розподілі сумарного випаровування за рік чітко
простежується загальна тенденція зменшення із за-
ходу на південний схід (рис. 3.10.2).
Значне випаровування відмічається на заході про-
тягом усіх сезонів і є наслідком підвищеного зволо-
ження. Чітко проявляється вплив Українських Кар-
пат на режим зволоження. У зв'язку зі складним
рельєфом випаровування змінюється тут досить
різко. Максимальні значення випаровування спос-
терігаються на Закарпатській низовині (Ужгород,
Берегове, Тячів) та в Передкарпатті (понад 600
мм/рік). На Поліссі випаровування становить 500 -
525 мм/рік, у Лісостепу зменшується від 550 - 575
мм/рік на заході до 400 - 475 мм/рік на сході. У
західній частині північного та південного Степу ви-
паровування досягає 425 - 450 мм/рік. Найменші
його значення (350 - 375 мм/рік) спостерігаються на
сході північного та південного Степу. На узбереж-
жях Чорного та Азовського морів сумарне випарову-
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
199
вання за рік збільшується до 470 - 510 мм/рік, а на
Південному березі Криму досягає 540 - 575 мм/рік.
На початку весни (бсрсзень-квітень) добове сумар-
не випаровування мало змінюється на всій території.
У березні воно становить 0.9 - 1,2 мм/добу, у квітні —
1,3 - 1.8 мм/добу (рис. 3.10.3). У травні добове випа-
ровування зростає на Закарпатській низовині та Пе-
редкарпатті, Поліссі, у західному та центральному
Лісостепу до 2,0 - 3,2 мм/добу. На решті території зро-
стання лобового випаровування не спостерігається.
Влітку сумарне випаровування змінюється від 1.5 до
4.4 мм/добу. У червні та липні виділяється осередок
підвищеного добового сумарного випаровування. У
—• Одеса —• Сімферополь
Рис. 3.10.3. Добове сумарне випаровування (мм).
Передкарпатті та на Закарпатській низовині, Поліссі,
у західному та центральному Лісостепу значення ви-
паровування становлять 3,1 - 4,4 мм/добу. У східному
Лісостепу вони знаходяться у межах 2,6 - 2,9 мм/добу.
Північний та південний Степ характеризується най-
меншим випаровуванням (1,5 - 2,3 мм/добу). У серпні
спостерігається зниження добового випаровування на
0.3 - 1.4 мм/добу.
Добовий хід випаровування характеризується його
відсутністю вночі, мінімальними значеннями у пере-
дранкові. ранкові та вечірні години (0,01 - 0,08
мм/год). Вранці випаровування зростає, особливо у
червні та липні до 0,13 - 0,29 мм/год. Максимальні
його значення спостерігаються о 12 - 14 год і станов-
лять 0,19 - 0.39 мм/год, у післяполуденні години во-
но зменшується до 0.13 - 0,25 мм/год. У табл. 3.10.2
наведено погодинне випаровування для Києва.
Порівняння аналогічних характеристик літніх га
річних сум випаровування, які розраховано за період
спостережень до 1960 р., показало, шо зміни волого-
температурного режиму повітря та опадів за 1961 -
1990 рр. на території України спричинили і зміни ре-
жиму випаровування. У літній сезон у західному Лісо-
степу випаровування збільшилось до 300 - 320 мм.
водночас у центральному та східному Лісостепу воно
зменшилось на 60 - 80 мм, а в північному та півден-
ному Степу — на 40 - 60 мм.
За рахунок перерозподілу між сезонами річна сума
випаровування у західній частині України змінилась
незначно; у центральній частині вона зменшилась на
200
Таблиця 3-10.2
Добовий хід сумарного випаровування (мм/год). Київ
Годинний інтервал	IV	V	VI	VII	VIII	IX
0-1	0.0	0,0	0,0	0.0	0.0	0,0
1-2	0,0	0.0	0,0	0,0	0,0	0,0
2-3	0,0	0,0	0,01	0,01	о-.о	0.0
3-4	0,01	0.02	0,03	0,03	0,03	0,02
4-5	0,02	0,03	0,04	0,04	0,03	0,02
5-6	0,03	0,04	0,06	0,06	0,05	0,03
6-7	0,05	0,06	0,08	0,08	0,08	0,05
7-8	0,06	0,08	0,13	0,11	0,10	0,07
8-9	0,09	0,13	0,18	0,21	0,15	0,09
9-10	0,12	0,15	0,23	0,24	0,18	0,11
10-11	0,14	0,17	0,26	0,28	0,23	0.14
11-12	0,16	0,19	0.27	0,29	0,23	0.14
12-13	0,17	0,21	0,30	0,32	0,26	0,16
13-14	0,17	0,21	0.30	0,32	0,26	0.16
14-15	0,15	0,19	0.27	0,29	0.23	0.14
15-16	0,13	0.17	0.24	0,26	0,20	0,13
16-17	0,10	0,14	0,21	0,25	0,18	0.11
17-18	0,07	0.11	0.14	0,20	0.13	0.08
18-19	0,06	0,07	0,10	0,14	0.08	0,05
19-20	0,04	0,05	0,07	0.06	0,05	0.03
20-21	0,02	0,03	0.04	0,03	0,03	0,02
21-22	0,01	0,01	0,03	0,01	0,03	0,02
22-23	0,0	0,01	0,0	0.0	0,0	0,0
23-24	0,0	0,0	0.0	0.0	0,0	0,0
За добу	1,60	2,07	2,99	3,23	2,53	1.57
50 - 75 мм, у східній — на 50 - 100 мм, на півдні
зменшення випаровування досягло 25 - 50 мм.
Сумарне випаровування, що включає випарову-
вання з поверхні грунту й рослин, залежить від видо-
вого складу рослинного покриву та розвитку рослин.
За умов недостатнього зволоження випаровування
значною мірою впливає на урожайність сільськогос-
подарських культур, наприклад, зі збільшенням су-
марного випаровування (за умов зрошування) уро-
жайність значно зростає.
3.11.	АТМОСФЕРНІ ЯВИЩА
Атмосферне явите - фізичний процес, що відбу-
вається в атмосфері за певного синоптичного проце-
су і супроводжується якісною зміною її стану. Атмо-
сферні явища є важливою характеристикою клімату.
Спостереження за атмосферними явищами прово-
дяться ні іуально, окремих явищ — автоматизовано.
Методика, інструкції та настанови для спостережен-
ня за атмосферними явищами неодноразово зміню-
вались. Заінавали змін визначення та критерії
оцінювання того чи іншого явиша, його тривалості
та інтенсивності. До 1959 р. тривалість явиш визна-
чалась з точнії ! ю до чверті години, у подальшому —
у частках голини, з 1977 р. — у годинах і хвилинах.
Неоднорідність інформації про атмосферні яви-
ша значною мірою зумовлюється місцевими умова-
ми, локальним характером розповсюдження, що
спричиним ск юність аналізу та істотно позна-
чається на якості вихідної інформації, утруднюючи
її опрацювання
Кліматологічні характеристики атмосферних явиш
зазвичай обмежуються розрахунками середнього і
найбільшого числа днів із явищем, їх тривалості
(безперервної і загальної), повторюваності та інтен-
сивності.
На визначення масштабів розвитку атмосферних
явиш істотно впливає плоша їх розповсюдження.
Внаслідок значної мінливості атмосферних явиш у
просторі, вони не завжди фіксуються метеорологічни-
ми станціями, віддаленими одна від одної на значну
відстань. Для з’ясування характеру та закономірностей
розподілу атмосферних явиш на території застосову-
ють статистичні методи опрацювання інформації.
Для холодного періоду характерні атмосферні яви-
ща, пов'язані з розвитком зимових синоптичних про-
цесів. у тому числі аномальних. До них відносять
різної інтенсивності хуртовини, снігопади, ожеледні
утворення, морози, тумани. Ці явища спостерігають-
ся шорічно, ймовірність їх виникнення досить висо-
ка (80 - 95 %).
У теплий період відмічається сильна спека, суховії,
пилові бурі, надзвичайна пожежонебезпека, а також
явиша пов'язані з хмарами вертикального розвитку
(інтенсивні дощі, грози, град, шквали, смерчі). Ці
явиша спостерігаються з тією чи іншою частотою та
інтенсивністю на всій території України.
Атмосферні явиша, які за своєю інтенсивністю,
періодами виникнення, тривалістю та площею по-
ширення можуть завдати або завдавали збитків гос-
подарству країни та населенню, прийнято вважати
стихійними метеорологічними явищами. В окремих ви-
падках стихійні явища набувають катастрофічного ха-
рактеру і завдають збитків, які інколи складають десят-
ки. в окремих випадках сотні міньйонів гривнів за рік.
Особливості геграфічного положення України та
синоптичних процесів, шо розвиваються на її тери-
торії. створюють умови для частого виникнення
стихійних метеорологічних явищ та зумовлюють над-
звичайну складність розподілу їх у просторі га часі.
В Україні стихійні метеорологічні явища спостеріга-
ються майже шорічно у будь-якому районі. Найпоши-
реніші серед них сильні доші. які відмічаються
щорічно і охоплюють значні плоші. Найчастіше (95 -
100 %-ною ймовірністю) сильні дощі випадають в Ук-
раїнських Карпатах, де зумовлюють сельові потоки,
лавини, зсуви. Велика повторюваність снігопадів,
сильних хуртовин, туманів. На півдні і південному
сході спостерігаються явиша, характерні як для тепло-
го, так і холодного періодів року.
Значних збитків завдає також сильний вітер (мак-
симальна швидкість понад 25 м/с), шквати, смерчі.
Вітер з такою шидкістю спостерігається майже кож-
ного року. Найчастіше він спостерігається у гірських
районах Українських Карпат, Кримських горах, на
Донецькій. Волинській. Подільській височинах. На
рівнині найбільшого впливу стихійних метеоро-
логічних явиш протягом року зазнають східні та
південні області.
Для вивчення природи атмосферних явиш, розроб-
лення вірогідних методів їх прогнозування та ефек-
тивних заходів запобігання значних економічних
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
201
збитків необхідне подальше всебічне їх дослідження з
використанням сучасних методів статистичного
аналізу, чисельного моделювання та експерименталь-
них, у тому числі дистанційних (супутникових,
радіолокаційних) спостережень.
3.11.1.	Туман
Туман — це скупчення завислих у приземному
шарі атмосфери крапель води або кристалів льоду,
яке погіршує горизонтальну видимість на відстані до
І км і є одним із небезпечних атмосферних явищ,
оскільки призводить до значних збитків у різних га-
лузях економіки та господарській діяльності. Особ-
ливо це позначається на роботі транспорту: затриму-
ються і відміняються авіарейси, ускладнюється
функціювання залізничного, річково-морського
транспорту, зупиняється рух на автострадах. Туман
спричинює підвищення забрудненості у містах, на-
копичуючи у повітрі продукти викидів промисло-
вості, його краплі, осідаючи на наземних предметах,
посилюють корозію, гниття та ін.
За інтенсивністю розрізняють тумани: дуже силь-
ний (видимість <50 м), сильний (50 - 200 м),
помірний (201 - 500 м) і слабкий (50І - ЮОО м).
За синоптичними умовами утворення виділяють:
•	туман фронтальний, що формується у зоні атмо-
сферних фронтів, зумовлений адвекцією теплого во-
логого повітря і насиченням холодного підфронталь-
ного повітря опадами з фронтальних хмар. Він спос-
терігається у порівняно вузьких зонах поблизу теплих
фронтів і перемішується разом з ними, тому у кожно-
му окремому пункті тривалість туману незначна;
•	туман внутрішньомасовий. що утворюється все-
редині однорідної повітряної маси внаслідок охолод-
ження вологого повітря до стану насичення під час
зниження його температури. Він може охоплювати
значні території.
Місцеві умови сприяють як виникненню туману,
так і його інтенсивності.
За фізичними причинами, що зумовлюють утво-
рення туману, їх поділяють на:
•	туман випаровування, шо утворюється внаслідок
випаровування у повітря вологи з підстильної по-
верхні або крапель опадів;
•	туман охолодження, шо виникає під час знижен-
ня температури приземного шару повітря і його на-
ближення до стану насичення.
Залежно від причин, що зумовлюють зниження тем-
ператури повітря, тумани охолодження поділяють на:
-	радіаційний туман, що виникає переважно у теп-
лий період внаслідок нічного охолодження повітря у
приземному' шарі нижче початкового значення точки
роси за слабкого вітру, високої відносної вологості
повітря у малохмарну погоду в антициклонах або
гребенях високого тиску, а інколи у розмитих барич-
них полях під час прояснення;
-	адвективний туман, шо утворюється під час пе-
реміщення вологої повітряної маси на холоднішу
підстильну поверхню, внаслідок чого нижні шари
повітря охолоджуються до стану насичення. Він спо-
стерігається переважно у холодний період під час
адвекції теплого, вологого повітря з Атлантичного
океану, Середземного та Чорного морів. Виникнен-
ня адвективного туману найчастіше відбувається, ко-
ли у районі Поволжя або півдня Уралу знаходиться
антициклон, а його західною периферією на тери-
торію України надходить тепло, або коли тепле
повітря переміщується північною периферією
Азорського антициклону, а також — у теплому сек-
торі циклону';
- адвективно-радіаційний туман, шо формується в
умовах адвекції вологого повітря на холодну
підстильну поверхню з його одночасним радіаційним
вихолодженням до стану насичення. Він спос-
терігається здебільшого після значного похолодання,
пов'язаного з переміщенням антициклону з півночі
чи північного сходу, який потім змішується на схід,
а його західною периферією відбувається винесення
тепла з півдня з наступним нічним проясненням.
Низькі форми рельєфу (улоговини, річкові доли-
ни) сприяють утворенню радіаційного туману, а гори
та височини - адвективного.
Повторюваність адвективного туману зменшується
від 60 % на заході до 30 - 40 % на сході, а радіаційно-
го, навпаки, збільшується від 20 - 30 % на заході до
50 % на сході.
Адвективний туман більш ніж у 20 % випадків може
займати всю територію України і понад ЗО % - полови-
ну її; радіаційний туман - набагато меншу площу.
Туман відмічається досить часто і повсюди. Про-
сторовий розподіл числа днів з туманом на території
України характеризується значною мінливістю і за-
лежить від синоптичних процесів та характеру
підстильної поверхні (рис.3.11.1).
В Українських Карпатах та Кримських горах спос-
терігається найбільше число днів з туманом (Плай —
247, Ай-Петрі — 182). У цих районах важливу роль у
виникненні туману відіграє орографічний фактор. Під
впливом орографії збільшується частота туману також
на Донецькій височині, де буває понад 100 днів, а на
Волинській, Подільській та Придніпровській височи-
нах - до 60 - 70 днів з туманом за рік. На підвітряній
стороні гір та височин повторюваність туману значно
зменшується.
У низовинах в середньому спостерігається 40 - 50
днів з туманом, на північ від Донецької височини -
30. Найменше (15 днів) їх відмічається на Південно-
му березі Криму.
Існує залежність між числом днів з туманом і ви-
сотою місцевості. Вертикальний градієнт числа днів
з туманом до висоти 500 м становить ЗО днів на
кожні 100 м висоти, до 1500 м - 10 - 15 днів, а ви-
ще — він істотно зменшується.
Число днів з туманом в окремі роки може різко
відхилятися від середнього значення (табл. 3.11.1). У
переважній більшості випадків (50 - 70 %) відхилення
від середнього значення становить 9 днів, а в 2 - 3%
- понад 30 днів.
За 30-річний період спостережень (1961 - 1990 рр.)
в Українських Карпатах (Плай) середнє число днів з
туманом становить 237, найбітьше (270) було за-
реєстровано у 1980 р., а найменше (189) - у 1969 р. У
202
Кримських горах (Ай-Петрі) в 1970, 1980 рр. спос-
терігалось найбільше число днів з туманом (214), а
найменше у 1985 р. (142). На рівнинних станціях най-
більше число днів з туманом (73 - 91) було зафіксова-
но у 1966 р., а найменше (від 18 до 32 днів) у різні ро-
ки. Найбільше значення середнього квадратичного
Таблиця 3.11.1
Число днів з туманом. Рік
Станція	• = X ! IX гс X	Ж 0.	Середнє Середнє квадратичне відхилення		Коефіцієнт варіації	Найбільше	Ж ї
Житомир	34	1990	49	9.9	0,20	82	1966
Київ	18	1972	36	13,2	0,37	73	1966
Полтава	32	1983	53	10,5	0,20	80	1966
Харків	27	1969	60	11.2	0,19	85	1985
Умань	28	1989	59	14,4	0,24	91	1966
Луганськ	8	1981	17	4,5	0.27	27	1973
Дніпропет- ровськ	22	1976	71	17,4	0,24	100	1985
Плай	189	1969	237	21,5	0,09	270	1980
Ужгород	19	1968	40	10,0	0,25	61	1989
Чернівці	41	1973	67	15,2	0,23	90	1987
Одеса	20	1983	44	11,6	0,26	72	1979
Запоріжжя	21	1975	40	10,6	0,27	64	1985
Херсон	32	1963	57	13,3	0,23	85	1985
Сімферополь	46	1963	67	11.2	0,17	94	1987
Ялта	4	1988	13	5.3	0,42	25	1965
Ай-Петрі	142	1985	182	22,2	0,12	214	1970, 1980
відхилення числа днів з туманом відмічається у
гірських районах (21 - 22 дні) та на височинах (14 - 17
днів); для рівнини воно становить 9 - 13. а для решти
терпторії - 4 - 5 днів. Коефіцієнт варіації змінюється
від 0,10 до 0,40 (табл. 3.11.1).
На території України у середньому буває 240 днів
за рік. коли спостерігається туман принаймні на
одній станції.
Повторюваність туману має чіткий річний хід
(рис. 3.11.2). На більшій частині території максимум
туману (80 - 85 %) припадає на зимові місяці (гру-
день - січень), а в окремих районах - другий максимум
у квітні-травні. У високогірних районах Українських
—•Ай-Петрі —Умань
 Львів * Ялта
Рис. 3.11.2. Річний хід числа днів з туманом.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
203
Карпат найчастіше туман спостерігається у грудні -
січні, на Донецькій і Приазовській височинах - ли-
стопаді - березні. Волинській, Подільській і
Придніпровській височинах — листопаді-січні. Плав-
ний річний хід туману відмічається у північних та
західних районах, де частота його збільшується з
жовтня - листопада і досягає максимуму у грудні —
січні. Влітку повторюваність туману мінімальна.
Полісся, прибережні території великих водойм та
підвітряні схили гір і височин мають аналогічний
річний хід. На Південному березі Криму найчастіше
туман буває у квітні - травні, листопаді - грудні,
найрідше - у серпні, січні та лютому.
Просторовий та часовий розподіл максимального
числа днів з туманом аналогічний розподілу середньо-
Таблиця 3.11.2
Найбільше число днів з туманом (1961-1990 рр.)
Показник	•		III	IV	*		VII	VIII		*	XI	XII	Рік
Рівнина													
Число дніє	17	15	15	12	4	3	3	2	6	11	14	20	80
Рік	1966	1977	1978	1963	1975	1974	1977, 1978	1975, 1976, 1982	1980	1981	1980	1965	1966
Придніпровська височ								«на					
Число днів	18	17	18	9	3	3	5	4	4	12	22	19	91
Рік	1966, 1971	1968 1974. 1987	1978	1963	1961, 1969, 1971, 1977	1969, 1974, 1983, 1988	1961	1970	1962, 1977	1972	1966	1964, 1965	1966
Південний берег Криму													
Число днів	2	5	9	12	8	4	1	0	0	4	3	7	25
Рік	1971, 1979	1986	1979	1979	1965	1969	1972, 1976			1985	1963, 1976	1969	1965
Кримські гори													
Число днів	31	26	27	25	22	15	11	16	22	25	28	ЗО	214
Рік	1967	1961, 1964. 1965	1963 1984	1984	1964	1980	1978	1964	1976	1972	1980	1971	1970, 1980
го числа днів (табл. 3.11.2). Максимум числа днів з
туманом спостерігається у лютому в гірській місце-
вості (26 днів у 1961, 1964, 1965 рр.), на височинах
(17 днів у 1968, 1974. 1987 рр.), у січні (18 днів у 1966,
1971 рр.) та грудні (19 днів у 1964, 1965 рр.). Макси-
мум числа днів з туманом у Кримських горах спос-
терігається з вересня до травня і становить 22-31
день, на височинах — з жовтня до квітня (12-22 дні)
та рівнинах дсшо менше.
Туман утворюється у будь-яку годину доби, але
найчастіше виникає у нічні га ранкові години, коли
посилюється вплив радіаційного фактору (рис. 3.11.3).
На рівнині добовий хід туману чітко виражений у
теплу пору року і більш згладжений зимою. Особли-
во це простежується за радіаційного туману. Туман
виникає вночі, досягаючи найбільшої інтенсивності
вранці під час зниження температури повітря до
мінімальних значень і підвищення відносної воло-
гості повітря до максимальних значень та розсіюється
після сходу Сонця.
Адвективний туман, характерний для холодного
періоду року, може формуватися протягом доби у
будь-яку годину, а тому має більш згладжений добо-
вий хід. За наявності снігового покриву добовий хід
туману виражений не чітко.
Найбільша сумарна тривалість туману за рік
відмічається у тих районах, де туман виникає най-
частіше. У Кримських горах та Українських Карпатах
середня тривалість туману становить 2000 - 3000 год,
на височинах — 500 - 600, на рівнинах — 300 - 400 год.
Менше 200 год тривалість туману буває на північно-
му сході та Закарпатській низовині, а на Південному
березі Криму - менше 70 год за рік.
Найтриваліші тумани спостерігаються в Ук-
раїнських Карпатах у листопаді-грудні (375 - 438
год), Криму у грудні-січні (281 - 300 год), на
Придніпровській височині у листопаді — грудні (107
- 133 год). Придніпровській низовині у грудні - січні
(97 - 93 год).
Кожний район має свої
особливості (циркуляційні,
орографічні, територіальні
тощо) як у розподілі числа
днів з туманом, гак і в їх
тривалості.
Середня тривалість ту-
ману в день з туманом на
всій території становить
близько 7 год і, як і число
днів з туманом, характери-
зується значною мінливіс-
тю — від 5 до 15 год.
Найтриваліші тумани бу-
вають в горах, у середньому
за день — віл 9 до 15 год. У
теплий період року, крім
високогірних районів, пе-
реважають короткочасні ту-
мани тривалістю до 5 год, а
в холодний — віл 5 до 9 год.
Тривалість радіаційного
туману в день з туманом коливається у межах від 1 год
і менше до 6 год, адвективного - від 4 до 12 год, в ок-
ремих випадках — понад добу. Найтриваліший адвек-
тивний туман на території країни спостерігався 16 - 20
листопада 1994 р. Він охопив всю східну частину, яка
Рис. 3.11.3. Добовий хід повторюваності (%) туману.
Холодний (жовтень-березень) і теплий (квітень-
вересень) періоди.
204
перебувала під впливом західної периферії стаціонар-
ного антициклону з центром над Поволжям. Внаслідок
адвекції теплого вологого повітря з Чорного моря та
радіаційного вихолоджсння у нічний час на Донецько-
му кряжі (Дебальцеве) туман з видимістю 100 м і мен-
ше зберігався протягом 89,3 год. Тривалість туману за-
лежить у першу чергу від його інтенсивності (дальність
видимості). Туман, за якого мінімальна видимість 100 м
і менше, тривалістю 12 год вважається стихійним яви-
щем. а з видимістю менше 500 м та тривалістю понад
З год - небезпечним.
Максимальна повторюваність туману на значній
території спостерігається тоді, колзз видимість менша
або дорівнює 200 м ( табл. 3.11.3 ).
Туман з видимістю 50 м та менше відмічається
рідко (1-2 випадки за рік), але у приморських рай-
онах, наприклад в Одесі, туман з такою видимістю
повторюється у 18 % внаслідок впливу Чорного моря.
У районі Донецька та Дніпропетровська такі тумани
спостерігаються у 7 - 8 %, що пояснюється підніман-
ням по схилу теплого вологого повітря з півдня та
опусканням нижньої межі низької хмарності.
Видимість під час туману змінюється протягом
всього періоду ного наявності. Із збільшенням інтен-
сивності туману збільшується його тривалість (рис.
3.11.4), з видимістю у тумані менше 100 м середня
тривалість дорівнює 10 год і максимальна повторю-
ваність припадає на той же інтервал, причому загаль-
на тривалість такого туману може бути понад 24 год.
Туман з мінімальною видимістю 100 - 200 м про-
довжується до 4 год, а його максимальна тривалість
не перевищує 20 год, тоді як при видимості понад
500 м туман триває у середньому І - 2 год.
На виникнення туману істотно впливає напрям та
швидкість вітру. На рівнинній частині максимум по-
вторюваності туману відмічається під час південно-
східного вітру (26 %). а мінімум припадає на північ-
но-західний (3 %). Під впливом орографії у Сімфе-
рополі найчастіше туман спостерігається під час пів-
нічно-східного (близько 50%) і південно-західного
Таблиця 3.11.3
Повторюваність (%) туману за різної видимості
Станція	Видимість, м										
	<50	51- 100	101- 200	201- 300	301- 400	401- 500	501- 600	601- 700	701- 800	801- 900	901- 1000
Чернігів	0.3	4.0	30,4	1.6	1.0	25,8	8,6		7,0	21.0	0,3
Київ	0.8	17,3	30,0	18,5	6.2	10.3	3.3	7,8	1.6	4.0	0,2
Львів	4,3	19.1	18,6	14,4	4,7	16,7	2.8	6.6	3,4	9.2	0,2
Харків	5.1	19,3	25.3	10,6	7.0	8.3	7,1	1.4	13,1	2,8	
Дніпро- петровськ	7.0	24.6	22,0	8.0	3.0	12,0	1.6	6.9	8.0	6.1	0.8
КривийРіг	1.5	31,2	19,8		6,7	31,6	0,8		8,4		
Донецьк	8.4	20.9	30,7	11.9	1.9	13,8	2.3	2.2	3.5	4.4	0.0
Ужгород	2.0	1.7	30,2			28,1	1.5	28,4	0.9	7,2	
Одеса	18,0	8.2	25,0	14.2	10.2	6.7	4.5	3.3	2,4	6.7	0.8
Херсон	1.2	19,8	21,9	15,6	6,5	18,9	4,3	4,8	0,2	6,0	0.8
Сімферо- поль	8.4	16,5	22,9	19,0	3.2	18,7	2,2	3.0	1.7	3.9	0.5
Рис. 3.11 4 Повторюваність (%) тривалості (год)
туману за різної видимості (м).
(20 %) вітру, а у Львові - західного (30 %). В Ук-
раїнських Карпатах та Кримських горах напрям вітру
визначається положенням станцій відносно гірських
долин та хребтів.
Незалежно від напряму вітру незначне турбулент-
не перемішування сприяє утворенню туману, а поси-
лений турбулентний обмін призводить до його
розсіювання. Для виникнення туману найсприят-
ливіший вітер, швидкість якого менше 3-4 м/с.
Інтенсивний туман спостерігається за слабкого
вітру та штилю, із зростанням швидкості вітру
збільшується видимість у ньому (табл. 3.11.4).
Радіаційний туман утворюється за штилю або швид-
кості вітру 1 - 2 м/с;
адвективний - 3 - 4
м/с, аде в окремих
випадках туман мо-
же бути і за швид-
кості понад 10 м/с.
Вертикальна тов-
щина тривалого ту-
ману, шо поширю-
ється на значну
територію, має
чітко виражений
річний хід (рис.
3.11.5): максимум — у зимові місяці (грудень-лю-
тий), мінімум — восени (вересень-жовтень). Це
пов'язано з тим. шо восени здебільшого бувають
радіаційні тумани, а взимку — адвективні.
Середня товшина, без урахування інтенсивності,
радіаційного туману становить 155 м. адвективного
- 320 м, адвективно-радіаційного - 260 м, фрон-
тального — 400 м, а загальна товшина всіх туманів
— 280 м. Інтенсивність туману, як і його водність,
з висотою збільшується.
Туман може утворюватись тільки після насичен-
ня або навіть деякого перенасичення повітря водя-
ною парою, тобто за відносної вологості повітря
100 % для водяної пари і менше 100 % для льодя-
ного туману. Водність туману залежить від розміру
і числа крапель або льодяних кристалів туману в
одиниці об'єму.
Таблиця 3.11.4
Повторюваність (%) туману за різної
видимості та швидкості вітру
Швидкість вітру, м/с
мість, м	0	1	2	3	4	5	6	7	8
<100	77	15	8						
100-200	28	18	23	18	11	2			
201-500	5	9	20	24	17	11	9	4	1
501-1000	1	5	11	14	19	20	16	12	2
Всі тумани	11	9	16	18	16	12	10	7	1
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
205
Туман — цс безперервний процес конденсації, ви-
паровування та випадання крапель. В інтенсивному
радіаційному тумані на початковій стадії розвитку
число крапель досягає 600 - 800, а в слабкому - 50 -
100 крапель в 1 см’. Розподіл крапель за розмірами в
адвективному і радіаційному туманах дешо різний. У
радіаційному тумані модальний радіус становить 5
мкм, а в адвективному' - 8 мкм. В адвективному ту-
мані частіше трапляються значні за розміром краплі
(20 - ЗО мкм), а в радіаційному такі краплі бувають
дуже рідко.
На більшій частині території України, де переважає
крапельно-рідкий туман охолодження, максимум йо-
го повторюваності спостерігається за температури
близької до 0“С; у більшості випадків його темпера-
турний діапазон перебуває у межах -5...+5<С. Лише у
приморських південних районах максимум повторю-
ваності туману відмічається за температури 4 - 12“С.
Туман триває до того часу, доки туманоутворю-
вальні чинники переважають над одночасно діючими
туманорозсіювальними або перебувають з ними у рів-
новазі. Найчастіше туман розсіюється внаслідок зміни
синоптичного процесу і радіаційного нагрівання. Ад-
вективний туман приблизно у 65 % випадків підніма-
ється внаслідок зміни циркуляції атмосфери, у 20 % —
під впливом радіаційного нагрівання. Радіаційний ту-
ман у 60 % випадків розсіюється внаслідок радіаційно-
го нагрівання і в 30 % - змін синоптичного процесу.
Всі інтенсивні тумани зазвичай переходять у мряку.
Отже, за повторюваністю та тривалістю туману на
території України можна виділити такі райони:
•	Українські Карпати і Кримські гори, шо характе-
ризуються найбільшою частотою туману: середнє
число днів з туманом за рік становить 121 - 230 (Ук-
раїнські Карпати), та — 185 (Кримські гори), серед-
ня тривалість у день з туманом - 9 - 15 год, а сумар-
на тривалість туману за рік — 1000 - 3000 год;
•	Донецька. Приазовська, Волинська, Подільська,
Придніпровська та відроги Середньоросійської височи-
ни, де середнє число днів з туманом за рік коливається
від 60 - 70 до 100 днів, середня тривалість у день з ту-
маном -7-8 год, а сумарна тривалість - 500 - 600 год;
•	низовини, де середнє число днів з туманом за рік
дорівнює. 40 - 50, середня тривалість у день з тума-
нох< — 5 - 7 год, а сумарна тривалість туману —
близько 200 год;
•	узбережжя Чорного га Азовського морів, підвітряні
схили гір та височин, де середнє число днів з туманом
— 10-20, середня тривалість у день з туманом — 4 - 5
год, а сумарна тривалість туману за рік — 70 гол.
3.11.2.	Ожеледно-паморозеві утворення
З багатьох форм ожеледоутворення найнебез-
печнішими є ожеледь і зерниста паморозь. Обле-
деніння відбувається під час осідання на проводах та
різних предметах переохолодженої води, що знахо-
диться в повітрі у вигляді туману, серпанку, мряки
або дошу. Обледеніння буває прозорого скло-
подібного або кристалічного вигляду.
Ожеледно-паморозеві відкладення різної інтенсив-
ності відносять до стихійних атмєхгферних явищ, що
завдають шкоди енергосистемам, лініям зв’язку,
транспорт)’, сільському, лісовому та іншим галузям
економіки.
Ожеледь. Процес ожеледоутворення відбувається
під час випадання рідких опадів з подальшою крис-
талізацією їх на поверхні переохолоджених предметів
із навітряної сторони за від'ємної температури
повітря. Розміри та щільність відкладення залежать
від мікроструктури переохолоджених крапель,
кількості їх у повітряній масі, напряму та швидкості
вітру ожеледнонесучого потоку.
Утворення ожеледі зазвичай пов'язане з цик-
лонічною діяльністю та проходженням атмосферних
фронтів, проте спостерігається і внутрішньомасова
ожеледь, але вона менш інтенсивна і небезпечна, ніж
фронтальна. Найінтенсивніша ожеледь виникає під
час проходження південних циклонів.
Показовим підтвердженням останнього висновку
може бути ожеледь з 24 листопада до 7 грудня 2000 р.,
яка була спричинена проходженням Середземноморсь-
кого циклону і охопила Хмельницьку, південь Жито-
мирської. Вінницьку. Черкаську. Кіровоградську, Ми-
колаївську та Одеську' області. Максимальний діаметр
відкладення ожеледі тут становив від 20 до 60 мм, а в
Одеській області на станції Затишшя зареєстровано
максимальний діаметр (207 мм), який відмічався на те-
риторії України за весь період спостережень. Раніше
зафіксований максимальний діаметр відкладення оже-
леді дорівнював 203 мм (на станції Карабі-Яйла 2 бе-
резня 1959 р.) [102].
Можливому утворенню ожеледних відкладень пе-
редують осінні заморозки, які залежать від темпера-
тури повітря і визначаються настанням періоду
стійкої від'ємної температури, а також інших погод-
них умов. Найраніше ожеледь з'являється у другій і
третій декадах жовтня і спостерігається на більшій
частині території, на сході та південному сході
відкладення ожеледі припадає на кінець жовтня —
першу декаду листопада. У Кримських горах оже-
ледні відкладення з’являються у третій декаді верес-
ня, а в Українських Карпатах — наприкінці вересня
- на початку жовтня.
Розподіл ожеледі характеризується значною про-
сторовою мінливістю і залежить від характеру під-
стильної поверхні та фізико-географічних умов
місцевості. Найбільша частота відкладення ожеледі
206
відмічається на відкритих вершинах та навітряних
схилах, вододілах. Особливості місцевості впливають
на всі основні характеристики ожследоутворення: да-
ту появи, руйнування, тривалість періоду формуван-
ня, інтенсивність відкладення, період його утриман-
ня. Підвищені місця навітряних схилів характеризу-
ються більш ранніми строками утворення відкладень
і пізнішим їх зникненням, тут відмічається більша
повторюваність та інтенсивність відкладень, ніж на
рівнині 1182|.
На території України ожеледь спостерігається, в
основному, з листопада до березня. Проте вона може
утворюватися у жовтні і квітні, а у високогірних рай-
онах цей період ще триваліший (верссснь-травень).
Найбільше число днів з ожеледдю відмічається у
грудні - січні і змінюється на північному сході у ме-
жах 3-6 днів, на сході — 7 - 11, у південних райо-
нах відмічається 4-7 днів, у Криму - 2 - 4, на За-
карпатській низовині - всього 1 - 2 дні, а на Півден-
ному березі Криму число днів з ожеледдю становить
менше одного дня. У лютому їх число дешо менше.
В інші місяці (листопад, березень) ожеледь буває не
щорічно.
Основною особливістю розподілу ожеледі на тери-
торії, шо залежить від циркуляційних процесів, є
збільшення повторюваності із заходу та крайнього
південного заходу на північний схід (рис. 3.11.6). На
заході та південному заході у середньому за рік
відмічається 5-10 днів з ожеледдю. У центральних
районах і на північному сході число таких днів
становить 15-20, зростаючи на південний схід до ЗО,
а в районі Донецької височини перевищує ЗО днів.
Вплив висоти і розчленованості рельєфу на повто-
рюваність ожеледі особливо помітний на Во-
линській. Подіїьській та Придніпровській височи-
нах, де середнє річне число днів з ожеледдю
дорівнює 10 - 20. Значне число днів з ожеледдю (15)
відмічається поблизу Котовська - Роздільної. На роз-
поділ ожеледі у горах впливає напрям окремих
хребтів відносно ожеледнонесучого потоку'. Ожеледь
утворюється найчастіше на навітряних схилах гір. На
південних схилах Українських Карпат і Кримських
гір число днів з ожеледдю значно зменшується, що
зумовлено вищою температурою повітря.
Мінливість температури повітря, часті відлиги,
збільшення кількості опадів і днів з туманом у
поєднанні з особливостями циркуляції атмосфери
створюють умови для виникнення ожеледних відкла-
день на Закарпатській низовині та на Південному
березі Криму. Проте внаслідок м’якості клімату та
захищеності території частота утворення цих відкла-
день незначна і на Закарпатській низовині становить
1 - 4 дні, а на Південному березі Криму ожеледь спо-
стерігається не щорічно.
Найбільше число днів з ожеледдю розподіляється
на території аналогічно середньому числу днів і має
найбільшу повторюваність (40 - 55 днів) на сході та
південному сході, у центральних областях 40 - 45 днів,
на заході та північному заході воно зменшується до
20 - 30 днів, на Закарпатській низовині — до 10 - 15
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
207
днів, а на Південному березі Криму — менше 10 днів.
У високогірних районах спостерігається збільшення
числа днів з ожеледдю, особливо у Кримських горах
(50 - 58 днів), а в Українських Карпатах їх число не
перевищує ЗО днів.
Повторюваність ожеледі з року в рік зазнає знач-
них коливань (рис. 3.11.7). Слід зазначити, шо число
---- Донець* — - середнє
—• Полтава — - середнє
— Івано-Франківськ. — — середнє
Рис. 3.11.7. Число днів з ожеледдю за окремі зими.
днів із ожеледдю за період 1950 - 2000 рр. на пере-
важній частині території до 1970 р. було вищим за
середнє значення, а потім спостерігалася тенденція
до зменшення, особливо це простежується за ос-
таннє десятиріччя (1990 - 2000 рр.), шо пов’язано зі
зміною загальної циркуляції атмосфери, а також
умов формування та утворення ожеледі.
Важливою характеристикою ожеледі є її тривалість.
Тривалість процесу ожеледоутворення і його утри-
мання коливається від часток години до декількох
діб. Випадки наростання ожеледі, які вимірюються
хвилинами і добою, бувають досить рідко. Най-
частіше ожеледь триває до 6 год (60 - 80 %). Ожеледь,
що утворилась, зберігається на предметах тривалий
час. Максимальна гривалість ожеледі перевищує 300
год. Таку тривалість ожеледі було відмічено у Дебаль-
иевому (385 год у 1956 р.), Києві (324 год у 1945 р.) і
Харкові (359 год у 1958 р.).
Виникає ожеледь найчастіше вранці (6-8 год) та
увечері (18 - 22 год), коли найінтенсивніше зни-
жується температура повітря та загострюються теплі
фронти. Руйнування ожеледі спостерігається пере-
важно у 10 - 14 год під час денного підвищення тем-
ператури повітря.
Відмінності в інтенсивності обледеніння проводів
різного перетину залежать від діаметру та умов про-
цесу обледеніння і, насамперед, метеорологічних ве-
личин, які визначають вагу, розмір, структуру та
щільність відкладення, шо утворилося. Такими вели-
чинами є швидкість вітру, температура повітря, а та-
кож водність і мікроструктура хмар.
Середній діаметр викладень ожеледі становить від
2 до 4 мм. Повторюваність ожеледі з таким діамет-
ром у західних, північних, північно-східних районах
дорівнює 70 - 90 %, а на сході, півдні та південному
заході — 40 - 60 %. Аналіз просторового розподілу
максимальних відкладень ожеледі виявив нерівно-
мірність або "плямистість" ожеледоутворень, шо виз-
начається умовами циркуляції атмосфери, а також
рельєфом місцевості (рис. 3.11.8).
У Кримських горах максимальний
діаметр сильної ожеледі має найбільші
значення (Карабі-Яйла — 203 мм). На
Донецькій та Приазовській височинах
він досягає понад 100 мм (Волноваха
— 102 мм, Даршка - 105 мм). Значний
діаметр сильної ожеледі зафіксовано у
Миколаївській а також на півдні Кіро-
воградської областей, де він становив
60 - 80 мм. Такий же діаметр ожеледі
відмічався і в районі Ай-Петрі (84 мм).
На більшій частині рівнинної тери-
торії максимальний діаметр ожеледі
коливається у межах 20 - 40 мм. На
фоні таких значень виділяються ок-
ремі плями, де максимальний діаметр
перевищує 80 мм (82 мм, Полтава),
100 мм (111 мм, Умань).
Утворення ожеледі у більшості ви-
падків відбувається за від’ємної тем-
ператури повітря від 0 до -4*С моро-
зу під час випадання моросі, дошу або наявності ту-
ману і супроводжується на більшій частині території
південно-східним вітром, на крайньому заході —
західним, північно-західним, у південних районах і
рівнинному-Криму - східним, північним і північно-
східним вітрами. На Південному березі Криму оже-
ледь буває під час північно-західного і західного на-
пряму вітру.
Найчастіше (повторюваність 45 - 60 %) і на значній
території ожеледь спостерігається за швидкості вітру
від 2 до 5 м/с, в окремих регіонах (південний захід і
схід) діапазон швидкості вітру збільшується до 9 м/с.
Для визначення районів, які найбільше підлягають
впливу ожеледно-небезпечних відкладень, враховано
ймовірність цього явища, а також максимальний їх
діаметр.
До першого, найнебезпечнішого району, відносять-
ся Донецька, Луганська, Вінницька, Кіровоградська,
Одеська, Миколаївська області, де ожеледь
відмічається з 30 - 50 % -ною ймовірністю (один раз
за 2 - З роки).
До другого району входять Тернопільська, Хмель-
ницька, Полтавська. Харківська, Дніпропетровська,
Херсонська області, де ожеледь буває з 20 %-ною
ймовірністю (один раз за 5 років).
Третім район охоплює Рівненську, Житомирську,
Київську, Черкаську, Івано-Франківську, Запорізьку
області та Автономну Республіку Крим. Тут ожеледь
виникає один раз за 10 років (10 % - на ймовірність).
До четвертого району відносяться Волинська,
Чернігівська, Сумська, Львівська, Закарпатська,
Чернівецька області, де ожеледь буває один раз за 20
років (5 %-на ймовірність).
208
Паморозь за умовами утворення поділяють на кри-
сталічну та зернисту. Більш небезпечна зерниста па-
морозь. особливо віялоподібна, яка призводить до
вібрації, скручування та підвищеної вітрильності
проводів і спостерігається за наявності теплого воло-
гого повітря значної вертикальної протяжності в
умовах охолодження його у приземному шарі. Памо-
розь формується за туманної, вітряної погоди
внаслідок намерзання крапель переохолодженого ту-
ману на теплих фронтах циклонів, шо перемішують-
ся з півдня чи південного заходу. Питома вага зерни-
стої паморозі змінюється від 0,10 до 0,60 г/см’.
Кристалічна паморозь утворюється під час туману
внаслідок сублімації водяної пари, складається з
кристалів льоду, шо нарощуються на навітряному
боці за слабкого вітру. Вона виникає у центральній
частині антициклону з високою вологістю повітря
нижче шару інверсії або у його відрогах і супровод-
жується низькою температурою і слабким вітром.
Однією з причин, шо сприяє утворенню внут-
рішньомасової кристалічної паморозі протягом най-
ближчої доби, є послаблення вітру у денні години,
що призводить до зменшення турбулентного обміну
і спричинює радіаційне вихолодження мас повітря.
Паморозь відмічається на всій території, але роз-
поділ її нерівномірний, тому що під час утворення
паморозі істотне значення мають місцеві умови: ви-
сота місцевості.форма рельєфу, експозиція схилів,
захищеність від вологонесучого потоку повітря
(рис. 3.11.9).
У західному Поліссі з відносно високою температу-
рою повітря у холодний період року, частими відлига-
ми, а також переходами її через (УС, середнє число
днів з памороззю за рік не перевищує 5-15 днів. У
північному Поліссі та Лісостепу число днів з памороз
зю за рік зростає до 17 - 20. а на відрогах Середньо-
російської височини спостерігається понад 20 днів. З
підвищенням місцевості, на Волинській. Подільській
і Придніпровській височинах, число днів з памороззю
за рік зростає до 15-20 днів і досягає на Правобе-
режжі найбільших значень (23 - 25 днів).
Ступінь розчленованості східної частини території
країни зумовлює коливання числа днів з памороззю
від 8-10 на півночі до 20 - 30 днів на півдні. На До-
нецькій височині число днів з памороззю значно
більше (35 - 40 днів), а на окремих станціях досягає
понад 40 днів за рік.
Зі зниженням рельєфу на південь число днів із па-
мороззю зменшується до 5 - 10 за рік на Азово-чор-
номорському узбережжі, на західному узбережжі та
Південному березі Криму відмічається 1 - 3 дні. а на
окремих станціях паморозь буває не кожний рік.
Розподіл повторюваності паморозі у гірських райо-
нах має свої особливості. На північно-східних схилах
Українських Карпат у середньому за рік спос-
терігається більше днів з памороззю (від 6 до 25), ніж
на південно-західних (від 2 до 6 днів) внаслідок захи-
щеності їх віл впливу вологих західних впрів. У горах,
зі збільшенням висоти місцевості, число днів з памо-
роззю різко зростає і досягає 60 - 80 (Плай - 83 дні).
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
209
Паморозь на рівнинній частині території зазвичай
спостерігається з листопада до березня, найчастіше
вона буває у січні і становить на північному сході 6-
8 днів, на північному заході — 3-5, на більшій час-
тині території — 3-4, збільшуючись на Придніпро-
вській височині до 8, а на Донецькій — до 15 днів. В
Українських Карпатах і Кримських горах період мож-
ливого утворення паморозі подовжується (вересень -
травень) і становить у січні у цих районах 15-18 днів.
У жовтні, квітні паморозь відмічається не шорічно (1
- 2 дні за 10 років).
В окремі зими число днів з памо-
роззю може помітно відрізнятися від
середніх значень. Найбільше число
відмічається на Донецькій, При-
азовській. Придніпровській височи-
нах (40 - 70 днів), у Кримських горах
(Ай-Петрі - понад 100 днів) і Ук-
раїнських Карпатах (Плай — 138 днів).
Про неоднорідний характер роз-
поділу паморозі свідчить і середнє
квадратичне відхилення числа днів з
памороззю. Найбільші його значен-
ня спостерігаються у районах із
значним числом днів з памороззю
(Українські Карпати, Кримські гори,
Донецька височина), де середнє ква-
дратичне відхилення становить 10 -
16 днів. На решті території воно
змінюється віл 1 до 10 днів.
Повторюваність паморозі з року в рік зазнає знач-
них коливань (рис. 3.11.10). Простежуючи зміну чис-
ла днів з памороззю за період 1950 - 2000 рр. слід за-
значити, то за останнє десятиріччя тенденція до
зменшення або збільшення цього явиша не спос-
терігається.
Встановлено залежність числа днів з памороззю
між станціями, розташованими на різній відстані.
Для цього були розраховані коефіцієнти кореляції для
станцій, розмішених на різній відстані у широтному
—• Донецьк — - середнє
—• Полтава — — середнє
 < Івано-Франківськ — —• середи»:
Рис .3.11.10. Число днів з памороззю за окремі зими.
210
(на захід і схід від Києва та Комісарівки) і ме-
ридіональному (на південь віл Конотопа та Кле-
пиніного) напрямах. Також розраховано коефіцієнт
кореляції для Українських Карпат. Кореляційна за-
лежність числа днів з памороззю між станціями про-
стежується у північній частині на відстань до 250 -
300 км, коефіцієнт кореляції змінюється від 0,50 до
0,20. У гірських районах Українських Карпат і
Кримських горах, де паморозь трапляється частіше,
кореляційна залежність виша і коефіцієнт кореляції
становить 0,40 - 0,70.
На півдні території країни у зв'язку з більш висо-
кою температурою повітря число днів з памороззю
зменшується, а її розподіл має плямистий характер.
Тому чіткої кореляційної залежності між станціями
тут не виявлено. Крім циркуляційних процесів, на
розподіл паморозі впливають місцеві умови.
Важливою характеристикою паморозевих відкла-
день є їх тривалість. Середня тривалість паморозі ко-
ливається у межах від 12 до 20 год на низовинній ча-
стині, збільшуючись на Донецькій та Приазовській
височинах до 30 год та більше (табл. 3.11.5).
Таблиця 3.11.5
Тривалість (год) паморозі
Станція	Тривалість, год		
	середня	середнє квадра- тичне відхилення	максималь- на
Суми	15.4	9,5	102.3
Сарни	15,8	11.2	135,1
Київ	22,6	11,5	304,0
Львів	12,2	8.5	51,4
Полтава	15,9	8,1	171,5
Харків	13,9	4.2	84.3
Кіровоград	19.0	16.5	223,9
Дніпропетровськ	19,6	14.3	126,5
Дебальцеве	30,2	9.4	403,0
Ужгород	19.1	14.7	158.0
Чернівці	16,3	6.0	122,0
Селятин	9.5	14,3	57,0
Роздільна	18,7	10,6	109,5
Кирилівка	28,8	21.0	139,0
Сімферополь	17.0	19.2	239.2
На переважній частині країни максимальна три-
валість паморозі становить 50 - 100 год, а в окремих
випадках вона триває понад 300 год. Так, у Києві в
січні 1945 р. спостерігалась паморозь з тривалістю
304 год, а в Дебальцевому у грудні 1945 р. - 403 год.
Найчастіше (80 - 90%) буває паморозь тривалістю
до 12 год, починаючи з тривалості 19 год ймовір-
ність паморозі на рівнині різко зменшується, але у
горах залишається високою. Процес наростання па-
морозі триває нерідко декілька днів, а потім памо-
розь, шо утворилась, утримується. Загальна три-
валість, протягом якої утримується паморозь на
предметах, різна — від декількох годин до декількох
днів.
Паморозь утворюється найчастіше у нічні години,
винятково рідко вона виникає вдень - від 9 до 15 год
(рис. 3.11.11).
Відкладення зернистої паморозі найчастіше вини-
кають під час туману чи серпанку за від'ємної темпе-
ратури повітря від - Ю до - 2°С (80 - 90 %), у деяких
випадках можуть відмічатися за температури повітря
више 0"С. але повторюваність їх дуже мала і стано-
вить всього 5 %.
Наявність відносно низької температури повітря
(-20...-10"С), значної повторюваності туманів та
підвищеної швидкості вітру сприяють утворенню
кристалічної паморозі. Під час сильного морозу кри-
сталічна паморозь може утворюватись і за відсутності
туману чи серпанку внаслідок наявності водяної па-
ри, яка вмішується у повітрі.
Для проектування повітряних ліній зв'язку та елек-
тропередачі необхідно враховувати значення діаметра
відкладень паморозі. На переважній території діаметр
паморозі у більшості випадків (70 - 80 %) не переви-
щує: 15 мм. Паморозь з діаметром понад 15 мм стано-
вить лише 3 - 8 %. Істотно збільшується (до 40 %) по-
вторюваність паморозі з таким діаметром на підви-
щеннях і в горах.
Особливо небезпечною є паморозь, діаметр якої
перевищує 50 мм 1175]. У поєднанні із сильним віт-
ром вона призводить до провисання проводів елект-
ропередачі та зв’язку і навіть до їх обриву. Слід за-
значити, що особливо небезпечна паморозь - явище
досить рідкісне і спостерігається переважно на
Придніпровській, Приазовській, Донецькій височи-
нах, у високогірних районах Українських Карпат і
Кримських горах. У цьому відношенні слід виділити
також північний схід країни, де діаметр паморозі мо-
же перевищувати 70 мм.
Рекордне значення діаметра паморозі за окремі ро-
ки досягає 100 мм. а в деяких випадках навіть 200 мм.
Так, у Кримських горах 20 лютого 1952 р. спос-
терігався максимальний діаметр 275 мм (Ай-Петрі), у
Дар'ївці — 22 грудня 1953 р. — 116 мм. На півдні
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
211
країни максимальний діаметр відкладення паморозі
не перевищував ЗО мм.
Дія характеристики ступеня варіювання макси-
мальних діаметрів розраховано середнє квадратичне
відхилення для різних станцій. Найбільше його зна-
чення спостерігалося у районі Кримських гір, До-
нецької височини і на північному сході країни, тобто
у тих районах, де відмічаються особливо небезпечні
відкладення паморозі. У цьому випадку середнє ква-
дратичне відхилення коливається від 15 до 23 мм, а
на Ай-Петрі — понад 60 мм.
3.11.3.	Хуртовина
Хуртовинна діяльність представляє собою два
взаємозумовлені процеси. Один — перенесення снігу,
що випав раніше та снігу, шо випадає у даний мо-
мент (загальна хуртовина); другий — перенесення
снігу, шо випав раніше на земну поверхню (низова
хуртовина). Розрізняють ше поземок - перенесення
снігу у шарі, безпосередньо прилеглому до земної
поверхні 11621.
Хуртовини зумовлюються синоптичними процеса-
ми, що мають великі масштаби розповсюдження і
значну тривалість. В Україні найчастіше (50 %) вони
пов'язані з переміщенням південних циклонів і уло-
говин із півдня та південного заходу. Циклони,
орієнтовані з Середземного або Чорного морів, вик-
ликають хуртовини майже на всій території. За таких
процесів найтриваліші вони на півночі, найнетри-
валіші - на південному сході. Дешо рідше (40 %) хур-
товини пов'язані з проходженням улоговин і "пірна-
ючих" циклонів із заходу га північного заходу. У тилу
циклонів у північно-східних областях, у районі До-
нецької височини та Передкарпатті виникають сильні
хуртовини (швидкість вітру 15 м/с і більше протягом
12 гол). Тривалі та інтенсивні хуртовини часто утво-
рюються також у зоні теплих фронтів циклону. Особ-
ливо на малорухомих фронтах у перехідній зоні між
антициклоном та циклоном, за значних баричних та
термічних градієнтів 1117, 147, І90|.
Хуртовини завдають значних збитків багатьом га-
лузям економіки Погана видимість під час хуртовин
та сильні снігові замети створюють труднощі в ек-
сплуатації залізничного та автомобільного транспор-
ту, порушують роботу авіації, погіршуючи видимість
на трасі повітряного шляху та утруднюючи зліт і по-
садку літаків, а також зупиняють роботи на будівель-
них об'єктах. У горах хуртовини можуть створювати
ситуацію, шо спричинює сходження снігових лавин і
викликає великі руйнування. Сильні хуртовини іноді
завдають великої шкоди сільськогосподарському ви-
робництву. Утворення оголених ділянок на сільсько-
господарських угіддях погіршує умови перезимівлі,
призводить до вимерзання озимих культур та зни-
ження урожаю і навіть його загибелі.
Особливо небезпечні хуртовини весною і восени.
Так у 1987 р. з 3 до II березня спостерігалися сильні
хуртовини, які розпочалися на півдні (Крим, За-
порізька область) і поступово розповсюджувалися на
територію східних, центральних і північних областей.
Вони супроводжу валися значним посиленням вітру.
в окремих районах його швидкість становила 40 м/с.
Хуртовини були зумовлені взаємодією циклону,
який переміщувався уздовж дуже активної фронталь-
ної зони з Балканського півострова через Чорне мо-
ре на південний схід України, з гребенем високого
тиску, орієнтованим із Західного Сибіру на схід Ук-
раїни. У 1999 р. сильні хуртовини спостерігалися з 23
до 25 листопада, особливо інтенсивними вони були у
східних областях. Хуртовини виникли внаслідок ви-
ходу південного циклону, який утворився на хвилі
холодного полярного фронту, поглиблюючись на-
близився до Середньодунайської низовини,
об'єднався з приземним центром і в стадії макси-
мального розвитку перемістився в Україну.
Режим хуртовин залежить від багатьох чинників:
кількості снігу, товщини його залягання, швидкості і
напряму вітру, стану підстильної поверхні, темпера-
тури і вологості повітря. На тривалість та інтен-
сивність хуртовин впливають місцеві умови, особли-
во захищеність, відкритість і висота місцевості.
Перші хуртовини відмічаються у вересні в Ук-
раїнських Карпатах. На рівнині вони найраніше мо-
жуть виникати у жовтні, а в крайніх західних райо-
нах - у листопаді. Найбільшої активності хуртовини
досягають у січні-лютому, коли у середньому буває
від 6 - 9 днів з цим явищем на північному сході та
сході і до 4 днів у Степу. На рівнинній частині Кри-
му спостерігається 1 - 4 дні з хуртовиною, в горах —
до 8 днів, в Українських Карпатах — понад 10 днів.
Дешо менше їх у березні та грудні. У жовтні та квітні
вони спостерігаються не щорічно.
Найчастіше хуртовини утворюються на північному
сході, де у Середньому за рік відмічається 20 - 25 днів
(рис. 3.11.12). У напрямі на південний захід їх число
зменшується до 5 і менше. На Приазовській і До-
нецькій височинах середнє число днів з хуртовиною
становить 25 - 28, на Волинській і Подільській висо-
чинах — 15-20.
Повторюваність га інтенсивність хуртовин із року
в рік істотно змінюються. В окремі роки утворюють-
ся великі снігові замети, особливо під час сильного
вітру. Водночас бувають роки, коли число днів із
хуртовиною не перевищує 2 - 4, а в південних і
західних районах у деякі зими хуртовини відсутні.
Найбільша мінливість хуртовин в Українських Кар-
патах, Кримських горах та на північному сході, де се-
реднє квадратичне відхилення числа днів із хуртови-
ною за рік дорівнює 10 - 12 днів, зменшуючись на
півдні до 3 - 4 днів. В окремі роки у січні на сході мо-
же бути 15-20 днів із хуртовиною, на решті території
- 10 - 12. в Українських Карпатах та Кримських го-
рах - понад 20 днів. На сході та у Передкарпатті у
січні хуртовини відмічаються з 80 %-ною ймо-
вірністю, на заході — з 60 %-ною. на решті території
- з 70%-ною ймовірністю. За рік найбільше число
днів із хуртовиною спостерігається на північному
сході (44 - 49), у центральній частині (25 - 33), півден-
них районах (15 - 25). В Українських Карпатах та
Кримських горах їх число збільшується до 50 - 70. Се-
реднє квадратичне відхилення числа днів з хуртови-
ною за рік повсюди дорівнює 5-8 днів, за винятком
212
гірських районів (10 - 12 днів). За допомогою номогра-
ми, наведеної на рис. 3.11.13, можна розрахувати мож-
ливе число днів з хуртовиною рі зної ймовірності [147].
Для виявлення характеру розповсюдження хурто-
вин у просторі було побудовано карти їх розподілу в
окремі дні. З цією метою відбирались випадки, коли
тривалість хуртовини становила не менше 10 год.
Виявилось, шо у 28 % хуртовини з такою тривалістю
охоплюють всю країну, а в деяких випадках тільки
окремі регіони. Найінтенсивніші хуртовини спос-
терігаються у східних і північно-східних районах. На
них припадає 46 % усіх хуртовин, у 21 % вони мають
локальний характер. Іноді (5 %) хуртовини виникають
на сході, розповсюджуючись майже до західних кор-
донів, займаючи смугу завширки 300 - 400 км.
Для виявлення залежності розподілу хуртовин від
відстані було визначено кореляційний зв'язок числа
днів з хуртовиною між станціями, розташованими у
різних природних зонах. На рівнинній частині на
відстані до 150 км між станціями коефіцієнт коре-
ляції дорівнює 0,50 ±0,16. Дешо краше кореляційна
залежність простежується на Лівобережжі, де ко-
ефіцієнт кореляції на відстані до 300 км становить
0,55 ±0,18. Отже, підтверджується, що хуртовини од-
ночасно можуть спостерігатись на значній території.
Добовий хід хуртовин проявляється слабо. Виник-
нення їх можливе у будь-яку частину доби, од-
нак найбільш ймовірно — від 6 до 18 год. У
нічні години хуртовинна діяльність затихає, у
передранкові та ранкові (4-9 год) її активність
зростає, а в денні зменшується. Процес хурто-
виноутворення досягає максимального розвит-
ку у період від 19 до 22 год.
Ступінь небезпеки хуртовин насамперед виз-
начається їх тривалістю. Тривалі хуртовини за-
вдають. зазвичай, більших збитків, ніж інтен-
сивні але короткочасні. Окремі хуртовини три-
вають від 10 - 15 хв до 4 діб і більше. Середня
тривалість однієї хуртовини у день з хуртови-
ною на більшій частині рівнинної території
становить 6-7 год, на Донецькій і При-
азовській височинах збільшується до 9 год, а в
Кримських горах - до 10 год. На Закарпатській
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
213
низовині середня тривалість хуртовини не пе-
ревищує 3-4 год. Одна хуртовина у середнь-
ому триває менше 3 год, рідко (2 - 11 %) —
перевищує добу. Максимальна тривалість
хуртовини відмічається у січні-лютому. Найт-
риваліші вони на Приазовській та Волинській
височинах (Кирилівка — 131 год, Дар'ївка —
127 год) і у Кримських горах (Ай-Петрі - 106
год). На північному сході одна хуртовина мо-
же тривати навіть понад 200 год.
Найбільша повторюваність (50 %) припадає
на тривалість 12-24 год. Значну повторюваність
мають сильні хуртовини тривалістю від 24 до 36
год. Тривалі хуртовини (48 - % год) становлять
10 %, дуже тривалі (понад 100 год) відмічаються
в одиничних випадках. Так, на сході (район
Дарівки) з 11 до 14 лютого 1969 р. сильні хур-
товини продовжувались понад 200 год. Корот-
кочасні хуртовини мають незначну повторю-
ваність.
Тривалість хуртовин за рік на північному
сході, на Донецькій і Приазовській а також на
окремих станціях Волинської і Подільської височин
досягає 150 - 200 год. У лівобережних районах Полісся
і Лісостепу вона становить 100 - 150 год, на решті
території — 50 - 100 год, а в Українських Карпатах і
Кримських юрах їх тривалість збільшується до 300 год.
Для розрахунку максимальної тривалості однієї
хуртовини різної ймовірності побудована номо-
грама (рис. 3.11.14). Верхня частина номограмзі
характеризує райони, де найбільш розвинута хурто-
винна діяльність, а нижня — де хуртовини повторю-
ються рідко. Користуючись номограмою і картою
розподілу середньої із максимальних тривалостей
однієї хуртовини (рис. 3.11.15), можна розраху-
вати максимальну тривалість хуртовини заданої
ймовірності для будь-якого пункту України |102,
147].
214
Сильні хуртовини в Україні спостерігаються повсюд-
но, бувають майже шорічно і є особливо небезпечни-
ми. їх частота у північно-східних районах у середньому
за зиму досягає 5, а на Донецькій і Приазовській висо-
чинах та в Кримських горах — 8 - 10 днів.
Сильні хуртовини мають добре виражений річний
хід, який відображає сезонність синоптичних процесів.
Умови дія розвитку інтенсивної хуртовинної діяль-
ності можуть створюватись із жовтня до квітня. У
річному ході максимум повторюваності сильних хурто-
вин припадає на лютий (41 %) і січень (32 %), в інші
місяці їх повторюваність різко зменшується. Так. у
грудні та березні вона становить 10-11%, листопаді
- всього 4 %. У жовтні га квітні сильні хуртовини спо-
стерігаються дуже рідко, кожна друга хуртовина (50 %)
буває сильною і завдає значних збитків. У квітні по-
вторюваність сильних хуртовин не перевищує 2 %, а в
жовтні за розглянутий період вони відмічені тільки у
Полтавській області.
Найчастіше сильні хуртовини відмічаються в Ук-
раїнських Карпатах і Кримських горах, що становить
70 % загального числа днів з хуртовиною. Значна по-
вторюваність (45 %) таких хуртовин характерна До-
нецькій височині. На рівнинній території сильні хур-
товини становлять 10 - 20 % усіх хуртовин, на
півночі їх повторюваність не перевищує 10 %, проте
тут переважають загальні хуртовини.
Просторовий розподіл сильних хуртовин характе-
ризується великою різноманітністю (208]. Найбільша
повторюваність їх відмічається в Українських Карпа-
тах і Кримських горах, де число днів з такими хурто-
винами перевищує 15. їх число значно залежить від
висоти, захищеності місцевості, експозиції схилів,
форми рельєфу і т. ін. В улоговинах хуртовини бува-
ють значно рідше, ніж на відкритих долинах та пере-
валах. На підвищених місцях (Донецька височина)
число днів із сильною хуртовиною становить 5 - 6. На
рівнині виділяються північно-східні райони, де цей
показник коливається у межах 3-5, на решті тери-
торії - 1 - 3 дні. У прибережних районах сильні хур-
товини - явище рідкісне (до одного дня).
Сильні хуртовини бувають майже щорічно (95 %-на
ймовірність) у будь-якій області або районі. Із 60 Яв-
ною ймовірністю сильні хуртовини відмічались у
Дніпропетровській області. У Луганській. Кірово-
градській, Одеській, Тернопільській областях сильних
хуртовин можна чекати кожного другого-третього ро-
ку (ймовірність 45 %). На значній плоші такі хуртови-
ни спостерігаються із ймовірністю 20 - 40 %, тобто
один раз за 3 - 5 років. Найменша ймовірність (5 %)
припадає на Закарпатську низовину, де внаслідок за-
хищеності сильні хуртовини бувають один раз за 20
років.
Частота сильних хуртовин також значно змінюється
з року в рік. Найактивніша хуртовинна діяльність роз-
вивалась протягом 1967 - 1970 рр. У цей час відміче-
но від 6 (1970 р.) до 14 (1969 р.) періодів із сильними
хуртовинами різної тривалості. За розглянутий період
особливо хуртовинно-небезпечним був 1967 р„ коли
сильні хуртовини спостерігались у 18 областях, а в
період 1968 - 1970 рр. хуртовинами було охоплено 17
областей. У решті років зареєстровано 1 - 3 періоди із
сильними хуртовинами. Разом з тим кількість облас-
тей, охоплених сильними хуртовинами, коливалась
від 2 (1979 р.) до 16 (1973 р.). Із 1986 р. проявляється
тенденція до посилення хуртовинної діяльності.
Збільшилось число періодів (10) із сильною хуртови-
ною. За останні 40 років тільки у 1977 р. не зареєстро-
вано сильних хуртовин.
Вітровий режим під час хуртовин визначає ступінь
їх небезпечності, який залежить головним чином від
типу та інтенсивності синоптичних процесів. Хурто-
вини у північно-східних і східних районах супровод-
жуються вітром східних румбів. На півдні країни пе-
реважним є північно-східний, а на північному заході
та у центральних районах - північно-західний вітер.
На більшій частині території хуртовини виникають
за швидкості вітру 6-9 м/с (40 - 60 %), на півдні -
за 10 - ІЗ м/с, а в Кримських горах і на Приазовській
височині — за 17-20 м/с.
Найчастіше (близько 70 %) сильні хуртовини супро-
воджуються вітром зі швидкістю 15-20 м/с, у 20 %
вони виникають за швидкості вітру 20 - 30 м/с.
Швидкість вітру понад 30 м/с під час хуртовин буває
дуже рідко (1 %). Так, у Запорізькій області у період
від 16 до 19 лютого 1969 р. спостерігалась сильна хур-
товина з швидкістю вітру до 34 м/с, а місцями —
навіть 40 м/с.
Під час хуртовин температура повітря у 50 % коли-
вається в межах від —І0...-5“С, рідше (20 - ЗО %) спо-
стерігається температура повітря — І5...-10"С. темпера-
тура -2О...-15"С відмічається у східних районах в 10 %,
на решті території - у 5 %. Хуртовини за температу-
ри повітря — 20“С бувають дуже рідко.
За ступенем повторюваності, інтенсивності, трива-
лості хуртовин та особливостями синоптичних про-
цесів і рельєфу місцевості здійснено районування те-
риторії України. Обгрунтування виділених районів
проводилось за допомогою критерія однорідності
Колмогорова-Смирнова.
До першого району віднесено Українські Карпати і
Кримські гори, де відбувається найактивніша хурто-
винна діяльність, середнє число днів із хуртовиною
становить понад 30, а найбільше — перевищує 40
днів, середня тривалість однієї хуртовини — понад 10
год. Сильні хуртовини бувають шорічно (99 %-на
ймовірність).
До другого району увійшли Донецька, Прназовсь-
ка. Подільська, Волинська височини і відроги Се-
редньоросійської височини. Середнє число днів із
хуртовиною становить 15-30, найбільше - 30 - 40,
середня тривалість однієї хуртовини — 8 - 10 год.
Сильні хуртовини відмічаються досить часто (50 %-
на ймовірність), тобто один раз на два роки.
Третій район охоплює рівнинну територію, де се-
реднє число днів із хуртовиною коливається від 5 до
15, а найбільше - від 20 до 30, середня тривалість
однієї хуртовини становить 6-8 год. Тут відбу-
вається поступове затухання процесу активного хур-
товиноутворення (20 - 30%). Проте розташовані у
цьому районі Одеська. Кіровоградська. Полтавська,
Київська, Дніпропетровська та Луганська області
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
215
характеризуються значною частотою сильних хурто-
вин (40 - 60 %).
Окремо виділяют ься прибережні райони Азовсько-
го і Чорного морів а також Закарпатська низовина,
де хуртовинна діяльність розвинена слабо. Середнє
число днів із хуртовиною менше 5, найбільше -
близько 20, середня тривалість однієї хуртовини -
менше 6 год. Сильні хуртовини бувають дуже рідко.
У кожному названому районі є підрайони, в яких
утворення та повторюваність хуртовин залежать віт
місцевих чинників: висоти місцевості, експозиції
схилів, захищеності та місцсрозташування пункту
спостережень, розчленування місцевості та ін.
Заходи боротьби із сніговими заметами можна
поділити на запобіжні та очищувальні. Запобіжні за-
ходи зводяться до затримання з навітряного боку
доріг перенесеного вітром снігу за допомогою дерево-
чагарникових насаджень, постійних огорож та пере-
носних щитів. Найдосконалішим і найдешевшим за-
собом захисту є насадження снігозахисних лісосмуг.
Під час розроблення заходів боротьби із сніговими
заметами слід враховувати переважний напрям вітру.
3.11.4.	Гроза
Гроза — комплексне атмосферне явище, шо супро-
воджується електричними розрядами, значними опа-
дами та нерідко ірадом. Гроза відноситься до одного
з небезпечних явиш, яке завдає значних збитків
різним галузям економіки; за відсутністю надійних
засобів захисту вона навіть загрожує життю людини.
У різних районах земної кулі одночасно спос-
терігається близько 1800 гроз (223], а за добу
фіксується 44 тисячі грозових явиш |2О9].
У помірних широтах грозова діяльність в основно-
му спостерігається у теплий період року і виникає у
купчасто-дошових хмарах завдяки розвитку' атмо-
сферної конвекції. Зимові грози (їх повторюваність
становить соті частки відсотків) також пов'язані із
зонами "затопленої" конвекції на загальному' фоні
шаруватоподібних хмар.
Виділяють фронтальні та внутрішньомасові грози.
Останні зумовлені конвекцією і виникають як у теп-
лих масах повітря внаслідок нагрівання підстильної
поверхні переважно у малоградієнтному полі підви-
щеного або зниженого тиску, так і в холодних, які
переміщуються на теплу поверхню.
Грози спостерігаються під час переміщення атмо-
сферних фронтів різного типу. На холодному фронті
вони пов'язані з потужним витісненням теплої повітря-
ної маси високою вологовмісту і нестійкої стра-
тифікації уверх наступаючим ватом холодного повітря.
На теплому атмосферному фронті грози утворю-
ються завдяки тому, що під час підіймання над фрон-
тальною поверхнею зростає нестійкість стратифікації
теплого повітря, шо спричинює розвиток конвекції.
Найчастіше це буває тоді, кати теплі фронти пов’язані
з циклонами та улоговинами, шо заглиблюються.
Часто грози спостерігаються на фронтах оклюзії.
особливо за типом холодного фронту. Більш холодне
повітря витісняє менш холодне, проникає під по-
верхню теплого фронту, піднімаючи наверх тепле
повітря, і цим спричинює розвиток цілого валу куп-
часто-дощових хмар за лінією фронту. Хмари дуже
розвинуті вертикально, коли фронт оклюзії утво-
рюється у центрі циклону.
Найчастіше фронтальні грози виникають безпосе-
редньо поблизу поверхні фронту у вигляді смути, ши-
рина якої становить десятки кілометрів, і нерідко су-
проводжуються шквалами, зливами та градом. У серед-
ньому' одна з 10 гроз супроводжується градом |101].
Близько 70 % гроз мають фронтальне походження,
більша частина таких гроз пов'язана з хатодним фрон-
том. Грозові розряди виникають у купчасто-дошових
хмарах, кати ті мають значний вертикальний розвиток,
а їх вершини досягають рівня природної кристалізації.
Отже, головною і необхідною умовою виникнення
грозових явиш є наявність вертикальних рухів в ат-
мосфері, які зумовлюють розвиток конвективних
хмар значної товщини та кристалів у верхній часгині
хмар. У таких хмарах відбуваються складні взаємо-
пов'язані процеси між ростом хмарних частинок і
гідрометеорів, їх переміщенням та накопиченням, з
одного боку, і збільшенням електричних зарядів і
пружності, з іншого. Існує багато теоретичних моде-
лей розвитку грозових хмар, але повної теорії, яка б
пояснювала виникнення зарядів у конвективних
хмарах, поки що не розроблено через відсутність до-
стовірних та надійних даних про основні характери-
стики (розових хмар, їх зміни у просторі та часі.
Утворення заряджених областей у ірозових хмарах
починається з електризації хмарних частинок та
гідрометеорів. Відкрито і досліджено велику кількість
механізмів електризації, які виникають як за рахунок
взаємодії складових хмар з атмосферою і між собою,
так і під час їх руйнування. На початковій стадії роз-
витку хмар зарядження хмарних частинок відбу-
вається від іонів атмосфери. Надалі істотніше зна-
чення має утворення зарядів внаслідок коагу-
ляційних та контактних процесів, а також під дією
електричного поля (індукційні механізми).
Кількісні розрахунки І.М.Імянітова 1103],
В.М.Мучніка [1611 показали, шо поділ зарядів та фор-
мування заряджених областей у грозових хмарах в ос-
новному зумовлені дією гравітаційних сил та висхідних
рухів, генерація зарядів відбувається безперервно.
Найінтенсивнішимн с механізми електризації під час
руйнування крапель в електричному полі, особливо під
час їх зіткнення з льодовими частками (крупа, град).
Просторовий розподіл числа днів із грозою за рік
зумовлюється характером загальної циркуляції атмо-
сфери та рельєфом місцевості. У середньому за рік
над рівнинними районами України спостерігається
до 27 - 30 днів з грозою (рис. 3.11.16).
Українські Карпати, Волинська. Подільська, При-
днпіровська, Донецька височини сприяють додатково-
му розвитку конвекції та загостренню процесів на ат-
мосферних фронтах, тому тут частіше виникають гро-
зи; у гірських районах Українських Карпат — 45 днів, у
Закарпатті - 36 днів, на південному заході - 32 - 33 дні
та у вузькій смузі на південному сході — 30 - ЗІ день.
На узбережжях Чорного та Азовського морів число
днів з грозою значно менше (15 - 22), що зумовлено
216
впливом бризової циркуляції, добова періодичність
якої гасить розвиток конвекції. Меншим числом днів
із грозою виділяється також Крим: на узбережжі - 15
- 20 днів, у степових районах і Кримських горах - 22
- 25 днів, що зумовлено впливом моря.
Число гроз за рік дещо більше числа днів з грозою.
Відношення кількості гроз до числа днів з грозою за
рік знаходиться у межах 1,00 - 1,15; середнє квадра-
тичне відхилення числа днів з грозою за рік
змінюється на території віл 5 до 9 днів [147].
В основному грози спостерігаються з травня до ве-
ресня. Майже на всій Україні їх повторюваність у цей
період становить 96 - 97 % від загальної кількості; на
півдні (Миколаївська, Херсонська області) та в Кри-
му - 91 - 94 %. Зимою грози виникають дуже рідко,
на сході (Сумська, Харківська, Луганська області) во-
ни взагхті не зафіксовані. На решті території третина
зимових гроз буває один раз за 10 - 15 років, а більша
частина (55 % усіх зимових гроз) — один раз за 20 -
25 років. У Криму зимові грози утворюються частіше:
на рівнинній частині один раз за 7 - 9 років, а на
півдні — один раз за 2 - 5 років.
Навесні (квітень-травень) гроз більше ніж восени
(вересень-жовтень): у західних районах у 3 - 4 рази,
на півночі та в центрі - 2 - 2,5 рази, а в Криму —
всього на 20 %. Грози у травні становлять 15 - 20 %
від загальної їх кількості, у той час як у вересні
близько 7 %. У квітні та жовтні повторюваність гроз
дуже мала (відповідно 3 - 4 та близько 1 %).
Найчастіше грози спостерігаються у червні та
липні (їх повторюваність дорівнює 50 - 55 % всіх
гроз), причому на Закарпатській низовині, централь-
них і південних районах та Криму максимум
відмічається у червні, а на заході та сході у липні.
Річний хід числа днів з грозою однотипний на всій
території. У квітні лише на заході щороку буває 1 - 2
дні з грозою, на решті території таке число спос-
терігається за 3 роки. У травні в основному
відмічається 5-6 днів з грозою, на Закарпатській
низовині - до 7, а в Криму - всього 2-3 дні.
У червні — липні майже на всій території щоміся-
ця буває 7-8 днів з ірозою, на Закарпатській низо-
вині та на південному заході - до 9, а в Українських
Карпатах - 11 - 12. На узбережжі морів їх число
значно менше (5-6 днів), у Криму — 6 - 7 днів, а на
узбережжі - 3 - 5 днів.
У серпні число днів з грозою зменшується до 5 - 6
днів на більшій частині країни, в Українських Кар-
патах — до 7 - 9, а на узбережжі — до 3 - 4 днів. У ве-
ресні майже всюди їх буває не більше 2 днів.
Розподіл найбільшого числа днів з грозою характе-
ризує деякою мірою активність атмосферних про-
цесів. Максимальне їх число за рік (47 - 64) спос-
терігається у західній і частково північній частинах
приблизно по лінії Івано-Франківськ - Хмельницький
- Біта Церква - Суми. Дещо менший максимум (47 -
48 днів) — на південному сході (Асканія-Нова - Гу-
ляйполе). На решті території найбільше число днів з
грозою коливається у межах 35-38, у західній половині
Криму - 20 - 25, східній — 30 - 35.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
217
Відмінності у розподілі найбільшого числа днів з
грозою зумовлені рельєфом (орієнтація гірських
хребтів відносно провідного потоку, висота схилів, їх
захищеність) і властивостями повітряних течій. У
першому визначеному регіоні великий вплив мають
процеси, які розвиваються на холодних фронтах
північно-західних, західних та південно-західних
циклонів і значно посилюються впливом Ук-
раїнських Карпат, на другий регіон також впливають
ці циклони, але їх фронти уже "розмиті” і збіднені
вологою, тому більший вплив на цей регіон справля-
ють південні циклони та Чорноморська депресія,
тим більше, шо під час переміщення в Україну ці
циклони активізуються.
Річний хід найбільшого числа днів з грозою такий
самий, як і середнього, тобто максимальні значення
відмічаються у червні-липні і перевищують середні
вдвічі, весною — у 2 - З рази, а восени — навіть у 3 -
4 рази.
Сумарна тривалість гроз за рік порівняно з роз-
поділом числа днів значно змінюється на території
(від 20 до 160 год). Тривалість гроз за рік понад 80
год спостерігається в окремих регіонах майже на всій
території країни, крім півночі, частково півдня, узбе-
режжя та Криму (рис. 3.11.17). Значна тривалість
гроз зумовлена їх більшим числом (понад ЗО). Вона
притаманна гірським районам (160 год), Закар-
патській низовині (80-100 год), східним областям
(Полтавська, Харківська, Луганська — 80 - 110 год) і
частково центральним (Черкаська область - 80 - 90
год), причому ці регіони виділяються як окремі осе-
редки. На решті території тривалість становить
близько 60 год. У Криму в західній частині вона
дорівнює 20 - 30 год, у східній — близько 45 год.
Найбільша тривалість гроз відмічається у Селятині
(160 год), шо зумовлено своєрідністю розташування
(високогірна станція); хребти Українських Карпат
спричинюють виникнення дуже потужних висхідних
рухів повітря і, як наслідок, розвиток інтенсивної
конвекції. Найменша тривалість гроз на узбережжі
Чорного моря, де вона становить 20 - 25 год.
Тривалість гроз має чітко виражений річний хід
(рис. 3.11.18). Найтриваліші грози у червні-серпні (75
- 80 % річної суми). На рівнині північної і централь-
ної частини у цей період тривалість гроз щомісяця
становить 15-20 год, на півдні — 10 - 15 год. у Кри-
му — близько 10 год, найбільша - на Закарпатській
низовині (15-25 год) та в горах (ЗО - 45 год). Навесні
тривалість гроз більша ніж восени: у квітні вона не-
велика і становить менше години (тільки на Закар-
патській низовині та в гірських районах — 2 - 5 год),
проте у травні значно збільшується: до 15-25 год на
Закарпатській низовині та в Українських Карпатах, 8
- 9 год на решті території і близько 5 гол у Криму'. Ча-
стка травневих гроз дорівнює 15 - 20 % від річної три-
валості. У вересні грози менш тривалі: в основному З
- 4 год, у горах - близько 8 гол, а в Криму - 2 - З
год. У жовтні гроз мало, їх тривалість незначна і ста-
новить на більшій частині території 0.2 - 0.4 год, на
півдні та в Криму - 0,6 - 0,8 год.
218
—'«Чернігів  -«Полтава Ужгород
 Селятин  Миколаїв — Сімферополь
Рис. 3.11.18. Річний хід середньої тривалості (год) гроз.
Тривалість однієї грози має такий самий характер
просторового розподілу, як і сумарна. На рівнинах
вона становить 2,1 - 2,3 год, у той час як на Закар-
патській низовині (навітряна сторона гір) — 2.6 - 2,7
год, а в горах - до 3,5 год. Триваліші грози на До-
нецькій, Приазовській та Придніпровській височи-
нах (2,8 - 3,5 гад), навітряній стороні відрогів Серед-
ньоросійської височини (2,7 - 3,0 год). У місцях, де
великий вплив мають водойми, тривалість гроз знач-
но менша (Київ. Дніпропетровськ. Запоріжжя — 1,4
- 2,2 год). На підвітряній стороні у напрямі руху
провідного потоку тривалість гроз збільшується: за
Кременчуцьким водосховищем до 2,6 - 2,8 год, за
Київським — 2.4 - 2,6 год. У Криму грозоутворення
менш активне, тому і тривалість гроз менша: у
західній частині у середньому гроза триває протягом
дня близько 1,8 год, у східній - 2,2 год.
Мінімальна тривалість однієї грози становить 10 -
15 хв, а максимальна — 10 - 15 год (у горах до 40 год).
Середнє квадратичне відхилення тривалості однієї
грози знаходиться у межах 1,1 - 2,4 год 1147].
Найтривалішими є грози, що утворюються у другій
половині дня. їх тривалість становить 40 - 45 % сумар-
ної за добу, відповідно вечірніх, нічних та ранкових —
30 - 35, 15, 10 %. Цс характерно аля всієї території,
крім узбережжя, тобто найактивніша грозова діяль-
ність після полудня та ввечері. Для узбережжя найт-
ривалішими є ірози, які спостерігаються у другій по-
ловині дня (45 - 50 % від добової суми), і майже од-
накову тривалість мають грози, шо утворюються уве-
чері. вночі та вранці внаслідок бризової циркуляції.
За останні десятиріччя середнє річне число днів з
грозою майже не змінилось (1-2 дні), проте макси-
мальне число днів на багатьох метеорологічних
станціях за цей період збільшилось у середньому’ на
4 дні. Цей факт свідчить про тс. що змінюється час-
тота утворення гроз. Ймовірно це пов'язано зі зміна-
ми у положенні висотної фронтальної зони та поси-
ленням меридіональності процесів над Україною.
Середні значення числа гроз та їх тривалості є не
повними характеристиками грозової діяльності, бо
вони не пропорційні кількості грозових розрядів, що
визначають ймовірність порушення наземних
об'єктів, виникнення пожеж, ускладнення у роботі
ліній зв'язку, електропередач та авіації. Дані про
кількість грозових розрядів, вибірковість їх ураження
майже відсутні. Тому вивчення умов утворення гро-
зи як у теоретичному, так і у прикладному напрямі є
актуальним і у даний час.
3.11.5.	Град
Град - округлі або неправильної форми частинки
льоду, шо випадають в основному у теплий період-
року з потужних купчасто-дошових хмар, аля яких
характерний значний вертикальний рух і високий
вміст вологи |223|.
Розвиток градових хмар зумовлений інтенсивними
конвективними процесами, що виникають на атмо-
сферних холодних фронтах, а також на фронтах ок-
люзії за типом холодного. Термічна конвекція, яка
виникає внаслідок нестійкої стратифікації атмосфе-
ри, може бути викликана не тільки проходженням
фронтальних розділів, а також прогріванням повітря-
ної маси від підстильної поверхні при внутрішньома-
сових атмосферних процесах. Найбільшої інтенсив-
ності градоутворення досягає у тих випадках, коли
ці процеси збігаються [ 177. 209].
Найбільша повторюваність (57 %) граду пов’язана з
проходженням холодних фронтів і фронтів оклюзії, де-
що менша (47 %) — з внутрішньомасовими процесами.
У літні місяці формування граду найчастіше відбу-
вається під впливом фронтальних процесів: у 75 % ви-
падків граду пов'язане з холодними фронтами, 19 % —
з фронтами оклюзії і лише 5 % — з теплими фронта-
ми. У квітні та вересні випадання граду зумовлено
внутрішньомасовими процесами [147].
Град завдає значних збитків багатьом галузям гос-
подарства, особливо сільському. Він пошкоджує
сільськогосподарські посіви, овочеві культури, вино-
градники, плодові дерева на великих площах.
Найбільшу небезпеку град і зливи представляють у
другу половину періоду вегетації сільськогосподарсь-
ких культур. Значні пошкодження озимі культури
зазнають у фазах молочної та воскової стиглості,
рідше — під час колосіння та цвітіння, а ранні ярові
культури — як у період дозрівання зерна, так і у більш
ранніх стадіях розвитку. Сади і виноградники зазна-
ють несприятливого впливу граду як під час цвітіння
і утворення плодів, так і у період їх дозрівання.
Величина збитків залежить від розміру градин, їх
щільності, інтенсивності випадання. Для України у
більшості випадків (40 %) характерне випадання
дрібного інтенсивного граду. Крупний град (діамет-
ром 20 мм і більше) є стихійним явищем погоди і
завжди завдає значної шкоди. Він також негативно
впливає на роботу транспорту, будівництва та ін.
Градини діаметром 30 мм і більше можуть зовсім
знищити посіви, пошкодити дахи будинків, побити
свійську птицю і дрібну худобу. Повторюваність та-
кого граду становить близько 20 %.
Максимальний розмір градин на значній території
становить 50 - 80 мм. а в окремих місцях перевищує
100 мм (табл. 3.11.6). Були випадки, коли градини ма-
ли розмір курячого яйця. Такого розміру градини
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
219
Таблиця 3.11.6
Продовження таблиці 3.11.6
Максимальний діаметр (50мм та більше) граду
Дата	Найменування місця (місто, район, населенийпункт та ін.)	Початок, кінець і трива- лість, год	Діаметр градин, мм
1	2	3	4
Чернігівська область			
1968 12 VI	Семенівський	(1.8)	62
1981 25 VI	Ніжинський, с.Лосинівка		Як куряче яйце
1986 10 VII	Талаліївський, села Красний Колядин. Г рицівка		Як куряче яйце. Товщина покриття градом 20 см
Житомирська область			
1969 19 VI	Ємільчинський, Новоград- Волинський, Коростенський, Олевський, Черво ноармійський		Як куряче яйце
1970 24 V	Ємільчинський	14,0-15.3 (1,3)	32-50
Київська область			
1969 18 VII	Тара гданський	20	50-120
1993 13 VI	Миронівський	14	10-45
Львівська область			
1968 10 VI	Мостиський	(0,8)	50-70
Хмельницька область			
1985 31 VII	Ізяславський, Шеоетів- ський, Полонський, Славутський		30-50
1997 1 VII	Городоцький, с.Клинове		30-60
1998 1 VII	Чемеровецький, села Вівся. Закупне		80-100
			30-60
Полтавська область			
1972 23 VI	Карлівський, Чуваський, Глобинський, Шишацький, Миргородський		38-118
1984 17 VII	Лубни	3,4-3.5 (0.1)	70-100
1988 2122 VII	Галицький		22-57
1988 2122 VII	Гадяч		60
Черкаська область			
1969 2 VII	Шполянський, Уманський	15,0-18,0 (3,0)	30-50
Луганська область			
1969 5 VI	Станично-Луганський	15,0-16,0 (1,0)	30-50
Вінницька область			
199818 VI	Оратівський. с.Стрижаків		Як голуби- не яйце
Івано-Франківська область			
1969 25 VI	Коломийський, Надвір- нянський, Снятинський	16,0-16,3 (0,3)	100
1990 25 V	Тисменицький, Тлумацький		40-50
	2	І		3	1	4
Кіровоградська область			
1972 2-3 VI	Знам'янський	3 перервою (8.0)	75
1981 21 VII	По області	20,3-20.8 (0.5)	Як куряче яйце
1996 27 VI	Долинський	20-21 (1,0)	30-40
1996 27 VI	Кіровоградський	20,8-21,0 (0,2)	40-50
Дніпропетровська область			
1971 20 IX	Верхньодніпровський, Криничанський, Солонянський, Царичанський		10-50
1991 20 VI	Новомосковський, Магдалинівський, Широківський	15,0-15,7 (0,7)	Як грецький горіх
1991 22 VI	Нікопольський, Магдалинівський	16,2-16,5 (0.3)	Як голу- бине яйце
1991 23 VI	Солонянський	15,4-15,6 (0,2)	Як грець- кий горіх
1991 23 VI	Магдалинівський	20,5-20,8 (0.3)	Як голу- бине яйце
1999 12 VIII	Новомосковський, с.Піщанка		Як куряче яйце
Донецька область			
1966 31 VII	Волноваський		50-70
Закарпатська область			
1969 25 VI	Ужгород		80
Чернівецька область			
1974 29 VI	Кіцманський	15,0-15.3 (0.3)	10-50 Шар граду 1-15 мм
Одеська область			
1984 8 VI	Місцями		25-45
1989 25 VI	Саратський	17,9-18,2 (0.3)	Як голубине яйце
1997 7 VII	Успенівка	16,0-16,3 (0,3)	Як грець- кий горіх
Запорізька область			
1969 25 VI	Місцями	(0.2)]	80	
Миколаївська область			
1993 29 V	Баштанський, села Лобріівка, Доброкам'янка, Костичі, Христофорівка	19,0-19.3 (0.3)	50
1993 24 VI	Баштанський, села Плющівка, Ново- Іванівка, Привільне, Кашперово-Миколаївка	11.6-12,1 (0,5)	70
		22.3-22,8 (0.5)	
1993 28 VII	Баштанський, с.Новопавлівка	22,2-22.9 (0,7)	90
Херсонська область			
1993 29V	Нова Каховка	19.8-20.0 (0.2)	80-97
Автономна Республіка Крим			
1990 6 VII	Красноперекопський, С.Ішунь	16,3-16,7 (0.4)	55
1997 10 VI	Джанкой	11.7-12,0 (0.3)	51
220
спостерігалися 19 червня 1969 р. у Житомирській об-
ласті, 16-17 травня 1971 р. — Тернопільській області,
14 липня 1974 р. - у Криму, 21 липня 1981 р. - Кіро-
воградській, 25 червня 1981 р. та 10 липня 1986 р. —
Чернігівській, 1993 р. — Херсонській (29 травня). Ми-
колаївській (24 травня, 28 липня) областях.
Різноманітність фізико-географічних умов України
впливає на просторовий розподіл граду. Найчастіше
(4-6 днів на рік) він випадає в Українських Карпа-
тах і Кримських горах, цьому сприяє розвиток
висхідних потоків, підсилення турбулентності у при-
земному шарі повітря і, як наслідок, збільшення
конвективної хмарності [І50|. На рівнині середнє
число днів з градом не перевищує двох, дещо більше
їх відмічається на пересіченій місцевості (Волинська,
Подільська, Придніпровська. Приазовська, Донень-
ка височини). У прибережній зоні внаслідок впливу
бризової циркуляції, яка послаблює конвекцію, він
випадає рідше. Поблизу водойм число днів із градом
зменшується (до одного) порівняно з віддоєними
від них територіями.
Максимальне число днів з градом за рік досягає в
Українських Карпатах 13, Кримських горах — 12, на
решті території не перевищує 10 днів (рис. 3.11.19).
Град спостерігається переважно у теплу пору року
[147]. Ранньої весни (березень) і пізньої осені (листо-
пад) град випадає рідко. Починаючи з квітня число
днів з градом поступово зростає і досягає максималь-
них значень у травні-червні. В Українських Карпатах
і Кримських горах максимум випадання граду
змішується на червень-липень. У травні-липні гра-
добій охоплює великі райони, із серпня число днів з
градом значно зменшується. Зимою випадання граду
надзвичайно рідкісне явище, але у Криму в цей сезон
може спостерігатися один раз за 10 років.
У річному ході максимум повторюваності крупно-
го граду припадає на літній сезон |208]. Найчастіше
(до 90 %) град випадає у травні - серпні, понад 60 %
випадків — у червні - липні. Навесні (квітень 2 %) та
наприкінці літа (серпень 2 %, вересень 3 %)
внаслідок незначних вертикальних градієнтів темпе-
ратури повітря град спостерігається рідко.
Ймовірність випадання граду, а також число днів з
градом за окремі місяці і за рік можна розрахувати за
допомогою закону Пуассона, який застосовується
для визначення частоти рідкісних явиш, яким є град
[122, 147). У літні місяці на рівнині град можливий у
30 - 40 % років (табл. 3.11.7). В Українських Карпа-
тах і Кримських горах його ймовірність збільшується
до 60 - 65 %. У цілому за рік на переважній більшості
території град відмічається у 75 - 80 %, на височинах —
85 - 90 %, на узбережжях морів - 45 - 55 %, на Півден-
ному узбережжі Криму — 40% років (рис. 3.11.20). У
гірських районах градобій відмічається щорічно (95 -
100 %-на ймовірність).
За рік найчастіше град випадає 1 - 2 дні [147).
Ймовірність випадання граду 5 днів і більше в окремі
місяці не перевищує 1 %.
У середньому за сезон буває до 5 періодів з градом,
у роки із сильно розвинутою градовою діяльністю
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
221
(1968, 1969 рр.) — по 17 - 19 періодів. Найбільша їх
кількість припадає на травень-липень, у квітні,
серпні і вересні — тільки по одному періоду.
Найчастіше (55 %) град спостерігається один день.
Бувають випадки, коли град на території окремих об-
ластей (районів) випадає два дні (18 %). інколи - три
дні (ІЗ %). Утримання градової ситуації 5 днів і
більше не перевищує 4 %.
Град випадає переважно (понад 40 %) о 15 - 18 год,
коли вибувається найбільший розвиток термічної кон-
векції (рис. 3.11.21). На півдні до 30% випадків град
відмічається о 12 - 15 год, тобто максимум повторюва-
ності граду збігається з максимумом розвитку кон-
векції. В Українських Карпатах і Кримських горах най-
частіше град спостерігається о 12 - 14 год. У нічні і ран-
кові години ймовірність граду невелика (до 3 %). Круп-
ний град відмічається в основному у денні години.
Град — одне із найменш тривалих явиш погоди.
Випадання граду зазвичай триває від декількох хви-
лин до чверті години. Повторюваність такої трива-
лості граду на більшій частині території становить 70
- 80 %. Повторюваність граду, який триває від 15 до
ЗО хв. дорівнює 15 %, а в Українських Карпатах і
Кримських горах - понад ЗО %. Град тривалістю по-
над 45 хв відмічається надто рідко і переважно у го-
рах. У 5 % град може випадати протягом 1 - 2 год та
більше, але з перервами. На півдні країни град з та-
кою тривалістю не спостерігався.
Град на території розподіляється нерівномірно і ха-
рактеризується значною плямистістю. Плями мають
досить різну форму. їх площа варіює від декількох
десятків до декількох сотень квадратних кілометрів.
Такі градобиття можуть охопити одночасно декілька
областей як поряд розташованих, так і віддалених на
значну відстань. У середині плям градини зазвичай
мають максимальну величину |117].
Град може випадати у вигляді витягнутих смуг,
ширина яких змінюється віл сотні метрів до десятка
кілометрів (в окремих випадках смути досягають
декількох сотень кілометрів).
У літні місяці (травень-липень) град може спос-
терігатися одночасно у декількох областях. Весною
(квітень), наприкінці літа (серпень) і на початку осені
Рис. 3.11.21. Добовий хід повторюваності (%) граду.
222
Таблиця 3.11.7
Ймовірність (%) випадання граду
•	••		'V	*	VI	VII	VIII	ІХІ	х	хі	XII	Рік
Чернігів												
		1.4 |17,4|28,1127.7| 7.2					12,0	11.4				69,4
Суми												
		4.0	27.0135.6130.1128,3				17.2	22,21 9.9			|87,7	
Луцьк												
		6,3	19,6|40,9|30,2]22.0				8.2	19.2	4.1	2.0	|82.0	
Житомир												
		1.0	20,1144.7|37,4|25.6|15,1					3.2				86 7
Київ												
		0.9	20,8	47.8135,4		14,4	17,4	11.4|1О,2| 3.2				85,9
Львів												
	1.2	1,2	19,7	45,2	42.4	25,1	10,5	9.2	16,5			87,4
Полтава												
		5.4	20,5	І45,5|35.4|29,1|17,6|15,8					6,4			'877	
Харків												
		|і 1,8134,3134,0123,0117.2						Лі	5.1		[78,4	
Тернопіль												
1		6.0	14,9|43.4|32,8|13.О|1О,8					6.1	3.1	1,5	179.4	
Луганськ												
		3,0 |14,5|31.4|34.3|22,2|18,8						7,2	0,9	1.0	.	І80.3	
Вінниця												
1		1.3	9.3 |37,8|37,7|22,2|13,5					8Р	5.5	1.3	1.3 |79.8	
Івано-Франківськ												
1			15.8	32,1	39.7|18,4|11.2			6.9	6.9		Г78'7	
Кіровоград												
1		3.3	20.2'.45,4|35.4			31,3|і9.4		6,8	5.6	2.2	|86.2	
Дніпропетровськ												
		|22,8123,3130,8 [24,7					6.3	6.6	6,3	2.1			
Донецьк												
		І І'9	24,6149.7		31,8|23,1		15.2|13,4		5.8	1.9	|86.4	
					Ужгород							
		к7	23,0|29.4]28,9|29.4				І4-7	6.1	І6Л	г	783	
Чернівці												
			9.6	29.8|27.2]21.8 |і1,б|і2,9| 3,3							[73.2	
Одеса												
1 .		2.2	11.1	|18,5|16.8		Гм	10,1	|6.5 ]2,1 |					65.4
Запоріжжя												
			10,4 І23.6І31.4			|27,4|11.0		ГЛ7	13.2	На	Г74.9	
Миколаїв												
			16,1	26,8	|37.3|12,4[12.3			5.1	8.4	І	1			
Херсон												
1.3		14,9	30.0	32.0	15,8	9.6	8.0	4,2	1.3				70.4
Сімферополь												
2.4		і 4.5 |і 5.5,19.0 [і 6,0129.9 |і 3,5						|£5	9.0	8.8	|4,5[76,5	
Ялта												
	1.1	2,3	2.3	4.7_	6.9	19.2 | 5.6 14.5			6,8	2.3	157	ЇЇ3.4
Ай-Петрі												
	1.1		І14,9|51.7|50.5|49,8133.2137,1						[23.8	1ДА	| 3.5	
(вересень), зазвичай, він відмічається в одиничних
випадках.
Градова ситуація в один день може створюватися
у різних регіонах як на заході, так і на сході країни.
Протягом теплого періоду у 57 % градобій охоплює
одну область, ЗО % — дві і тільки у 2 % — понад 5 об-
ластей. Така кількість областей була охоплена градо-
боєм 28 червня і 24 липня 1967 р., 23 і 26 травня
1971 р. У ці дні інтенсивний град спостерігався не на
всій території області, а лише на площі, обмеженій
декількома господарствами.
У середньому на території України влітку град ви-
падає через день у будь-якому районі, а в травні в
окремі роки — кожен день. У зв'язку із значною
мінливістю і локальністю граду у просторі він не
завжди може одночасно фіксуватися метеоро-
логічною мережею станцій і постів.
Для з'ясування особливостей розподілу граду на
території проведено кореляційний аналіз. На відстані
50 - 100 км коефіцієнт кореляції дорівнює 0,1 - 0,3.
В Українських Карпатах, на Волинській. Подільській
височинах він становить 0.4 - 0,7. Для однакових
фізико-географічних умов коефіцієнт кореляції дешо
збільшується і на відстані, шо не перевищує 100 км,
становить 0,3 - 0.6. Такі малі коефіцієнти кореляції
підтверджують, що град рідко охоплює великі площі.
Зі збільшенням плоші частота випадання граду
значно зростає. У Степу на площі 300 км3 число днів
з градом дорівнює 7, на плоші від 2800 до 3750 км: —
коливається від 18 до 24, а в подальшому зі збільшен-
ням площі воно уповільнюється (рис. 3.11.22).
Для виявлення всіх випадків випадання граду
потрібно визначити необхідну щільність метеоро-
логічної мережі. За наявності одного поста на площі
107 км1 відмічається 11 днів з градом за рік. за наяв-
ності одного поста на площі 31 км-’ — 20 днів, а на
площі 16 км’ — 24 дні з градом. Зі збільшенням
щільності мережі зростання випадків граду не відбу-
вається. Встановлено 1117]. шо для реєстрування
більшого числа випадків граду необхідна густа мере-
жа станцій і постів (один пост на 7 - 10 км!).
Градові явища зазвичай пов'язані з грозами, злива-
ми, шквалами. З однаковою частотою (40 - 45 %) град
супроводжується зливами та грозами і лише у 7 % —
шквалами. На один випадок випадання граду у серед-
ньому припадає 10-15 гроз.
Під час граду переважає західний і північ но-захід-
ний вітер (35 - 45 %). Повторюваність північного
вітру не перевищує 10 % і тільки в окремих районах
становить 20 - 25 %. Вітер зі східною складовою,
особливо північно-східного напряму, відмічається
рідко. В умовах гірської місцевості переважний на-
прям вітру визначається орографією.
Найчастіше ірад випадає за температури повітря біля
земної поверхні 18 - 22“С. В Українських Карпатах і
Кримських горах у 50 % він відмічається за температу-
ри повітря у межах 10 - 14 і 14 - 18°С. За такої ж
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
223
температури град випадає у Передкарпатті та на Закар-
патській низовині. За низької температури повітря
(нижче 6"С) град спостерігається у 15%, а за дуже ви-
сокої температури (вище 30“С) - у 8 %. Випадання гра-
ду супроводжується зниженням температури повітря на
6 - 84?, іноді воно може досягати понад 10"С.
За останні десятиріччя крупний град спостерігався
щорічно на території 4-8 областей, а в 1987 і 1989 рр.
— 10 - II областей. Найчастіше підлягали градобиттю
південні і західні області.
За особливостями розподілу граду, його повторю-
ваності, тривалості та інших кліматологічних харак-
теристик на території України виділено два основних
райони.
Для уточнення отриманих районів проводилась та-
кож оцінка статистичної однорідності емпіричних
даних із граду за допомогою критерія Колмогорова-
Смирнова.
На рис. 3.11.23 представлено інтегральні криві
різної ймовірності числа днів з градом, які підтверд-
жують виявлені райони [147].
До першого району віднесено Українські Карпати і
Кримські гори, де град спостерігається шорічно, а
крупний - тільки у ЗО - 40 %.
До другого ~ рівнинна територія країни. У цьому
районі град відмічається у 50 - 70 %, а крупний град
буває понад 50 %. На узбережжях Чорного та Азовсь-
кого морів град спостерігається рідко або взагалі
відсутній.
Існує методика активного впливу на градонебез-
печні хмари з метою запобігання випадання граду.
Оцінка ефективності проти градового захисту вказує,
шо збитки від градобиття у захищених районах змен-
шуються у декілька разів.
3.11.6.	Шквал
Шквал — короткочасне різке збільшення швидкості
вітру. що супроводжується зміною його напряму і яв-
ляє собою вихор з горизонтальною віссю. Утво-
рюється у купчасто-дошових хмарах, спостерігається
піл час гроз, злив [і 62]. Відповідно до швидкості
вітру шквали поділяють на: слабкі - швидкість вітру
до 15 м/с, помірні — від 15 до 24 м/с, сильні — по-
над 24 м/с.
Шквал, як і інші небезпечні конвективні явиша,
пов'язаний із зонами активної конвекції, утво-
рюється внаслідок складної взаємодії атмосферних
процесів макро-. мезо- та мікромасштабів. До макро-
процесів відносяться характерні синоптичні ситуації,
що сприяють утворенню шквалу; до мезопроцесів —
конкретні ділянки атмосферних фронтів, лінії
нестійкості, мсзомасштабні конвекгивні комплекси;
до мікропроцесів - параметри окремих частин кон-
вективних хмар, фазовий стан хмарних часток і т.ін.
В Україні шквали найчастіше (40 %) виникають у
баричних улоговинах, які в основному спрямовані з
півночі, північного заходу чи північного сходу. Знач-
на їх повторюваність (33 %) також в умовах розмито-
го баричного поля. У зонах високого тиску (анти-
циклон. гребінь) неодмінною умовою виникнення
шквалу є наявність атмосферного фронту. Щодо ви-
сотного баричного поля, то найбільшу повторю-
ваність має також улоговина (27%), дещо меншу —
гребінь (22 %) та висотна фронтальна зона (20 %).
Виникнення шквалу тісно (78 %) пов'язане з атмо-
сферними фронтами, а в решті випадків - з внутрі-
шньомасовими процесами. Серед фронтів істотно
переважаюїь холодні, особливо у східних областях.
Здебільшого це малорухомі квазімеридіонально
орієнтовані фронти, розташовані в улоговинах, які
поступово перемішуються із заходу на схід. На них
зазвичай утворюються хвилі, що у свою чергу сприяє
розвитку конвекції і, як наслідок, виникненню
шквалу. Приблизно з однаковою повторюваністю бу-
вають фронти оклюзії, теплі га вторинні холодні.
Шквали завдають значної шкоди. Вітер ламає де-
рева. знищує сііьскогосподарські культури, руйнує
будівлі, інколи призводить до людських жерлв.
Навіть слабкі шквали утруднюють роботу в будів-
ництві, на транспорті.
Враховуючи локальність явища, дані про шквали
доцільно розглядати осередненими для певних тери-
торій, зокрема — для адміністративних областей
[208]. Як свідчать оссрсднені таким чином дані, у
просторовому розподілі шквалів відмічається значна
нерівномірність. Навіть у поблизу розташованих об-
ластях кідькість шквалів може істотно відрізнятися
(Одеська і Миколаївська, Чернігівська і Сумська об-
ласті). Цс стосується як усіх шквалів, так і сильних
зокрема.
Інколи шквали виникають одночасно у декількох
областях (6 - 8), досягаючи категорії сильних. Так, 29
червня 1968 р. шквал спостерігався у північних і цент-
ральних областях, швидкість вітру становила 34 м/с, у
тому ж ропі 17 вересня — у центральній і південній ча-
стинах країни, швидкість вітру досягала 35 м/с.
224
Шквал, який 23 жовтня відмічався на заході та в де-
яких центральних і північних областях, супроводжу-
вався швидкістю вітру 40 м/с. Така ж швидкість була
і під час шквату 19 липня 1973 р., зафіксованого у
більшості північних областей, а також на сході і
півдні. Шквал 1 липня 1974 р., хоча і спостерігався
лише на території Харківської області і міста Харко-
ва, був руйнівним за своїми наслідками |30|. У
Київській, Черкаській, Кіровоградській областях
шквал відмічався 7 червня 1975 р. 1198). За побічною
інформацією швидкість вітру досягала 50 м/с. Можли-
во шквал поєднувався із смерчоподібним вихором. Та-
ка ж ситуація була і 28 липня 1981 р. під час шквалу на
північному заході 1179). Значна територія поширення
шквалу і велика швидкість вітру відмічались 18-19 лип-
ня 1984 р., 6 - 8 липня 1988 р., 31 серпня 1989 р., 12 -
ІЗ серпня 1994 р. Руйнівними також були шквали 23
червня 1997 р. у західних областях та 4 - 5 липня 2000
р. — у західних га південних.
За досліджуваний період (1966 - 1990 рр.) метеоро-
логічними станціями України було зафіксовано 1437
шквалів (у середньому 57 випадків за рік), з них як
слабкі так і сильні спостерігались у ІЗ % випадків,
помірні - 74 %. В окремі роки відмічено значне ко-
ливання кількості шквалів. Найбільше їх (98 ви-
падків) було зафіксовано у 1988 р., а сильних шквалів
(16) — у 1966 р., найменше (37) у 1977 р., а сильних
(І) — теж у 1977 р.
Шквал є переважно локальним явищем, тому окре-
мими метеорологічними станціями він фіксується до-
сить рідко (табл. 3.11.8). Особливо це стосується силь-
них та слабких, які на третині наведених пунктів
взагалі не відмічалися. Зона шквалу зазвичай займає
Таблиця 3.11.8
Середнє число випадків із шквалом. Рік
Станція	Шквал			
	сильний	помірний	слабкий	ВСЬОГО
Житомир	0,07	0.3		0,37
Київ		0.13		0,13
Львів	0.07	0.17	0,03	0,27
Полтава		0,03		0,03
Харків	0,03	0,27	0,1	0,40
Умань		0,17		0,17
Дніпропет- ровськ	0,03	0,1	0,07	0,2
Ужгород	0,03	0,03		0,06
Чернівці	0,03			0,03
Одеса	0,1	0,37	0,03	0,5
Запоріжжя		0.2		0,2
Херсон	0,07	1,2	0,63	1,9
Сімферополь	0,03	0,23	0,03	0,29
Ай-Петрі		0,03		0,03
Таблиця 3.11.9
Повторюваність (%) шквалу
Шквал	1		III	IV	*	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII
Сильний	1	1	6	5	6	21	29	12	8	7	3	1
Помірний	2	1	5	5	12	24	24	14	6	4	2	1
Слабкий	1	1	2	4	12	27	27	17	3	3	2	1
червень, а в південних і центральних — на липень.
У добовому ході у теплий період максимум повто-
рюваності припадає на 15 - 18 год. У цей час конвек-
тивні процеси досягають максимального розвитку.
Майже з однаковою повторюваністю шквал буває о
12 — 15 та 18 - 21 год, коли конвекція також досить
інтенсивна (табл. 3.11.10). Подібна закономірність у
добовому ході спостерігається у більшості регіонів.
Дешо відрізняється східний регіон, де повторю-
ваність шквалів підвищена у період 12 - 15 год.
Нічні шквали тут не зафіксовані. Для південних об-
ластей характерна дешо підвищена частота шквалу о
0-6 год. У холодний період добовий хід подібний до
ходу у теплий період, але значно згладжений за раху-
нок підвищення повторюваності шквалу у першу по-
ловину доби.
Таблиця 3.11.10
Добовий хід повторюваності (%) шквалу
Період	Годинний інтервал							
	0-3	3-6	6-9	9-12	12-15	15-18	18-21	21-24
Холодний (листопад- березень)	7	9	10	12	18	22	12	10
Теплий (квітень- жовтень)	3	2	2	4	20	36	23	10
У зимові місяці максимум повторюваності змішу-
ється на більш ранні години. Пізньої осені (листо-
пад) він припадає на ті ж години, що й у теплому
періоді, разом з тим формується вторинний макси-
мум їх повторюваності.
Шквал — короткочасне явище. Близько половини
усіх шквалів мають тривалість не більше 0,1 год, у 4 %
- понад 0,5 год.
У теплий період року під час шквалу спос-
терігається різка зміна метеорологічних величин у
приземному шарі атмосфери. Тиск повітря під час
слабких та помірних шквалів аналогічний і най-
частіше має значення, які є характерними для тепло-
го періоду взагалі (табл. 3.11.11). Під час сильних
шквалів тиск повітря менший ніж під час слабких та
помірних. Перед шквалом переважає падіння тиску:
для помірних і сильних шквалів воно характерне
майже у 80 %, для слабких - у 70 %.
Після сильних і помірних шквалів атмосферний
незначну площу і найчастіше (близько 70 %)
відмічається одним пунктом, лише у 1 %
шквал фіксується 5-ма і більше пунктами.
Повторюваність шквалу має чітко вираже-
ний річний хід (табл. 3.11.9). Сильні шквали
у західних і східних областях майже однако-
во часто спостерігаються у липні і червні, у
північному регіоні максимум припадає на
Таблиця 3.11.11
Повторюваність (%) атмосферного тиску під час шквалу
Шквал	Атмосферний тиск, гПа								
	985.1- 990	990,1- 995	995,1- 1000	1000,1 -1005	1005,1 -1010	1010,1 -1015	1015,1 -1020	1020,1 -1025	>1025
Сильний	1	3	2	15	51	20	6	2	
Помірний		1	3	12	35	37	10	2	0,2
Слабкий			3	14	34	38	9	2	
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
225
тиск зростає у 60 %, а після слабких — у 70 %.
Шквал виникає у досить широкому діапазоні тем-
ператури повітря (рис. 3.11.24). Піл час шквалів
різної інтенсивності відмічається майже повна то-
тожність розподілу температури. У всіх регіонах,
крім центральних областей, максимум повторюва-
ності температури повітря припадає на 20 - 25"С, у
центральних — на 25 - ЗО’С. Діапазон повторюваності
температури грунту те ширший, максимум припадає
на 25 - 30"С, у східних і південних областях темпера-
тура інколи досягала майже 60"С.
Рис. 3.11.24. Повторюваність (%) температури
повітря (°С) під час шквалу.
Важливою складовою у розвитку конвективних
процесів є водяна пара. Парціальний тиск водяної
пари піл час слабких і помірних шквалів дуже близь-
кий, сильні шквали спостерігаються за виших його
значень (рис. 3.11.25).
Рис. 3.11.25. Повторюваність (%) парціального
тиску водяної пари (гПа) під час шквалу.
Шквал зазвичай фіксується одночасно з різними
явищами конвективного походження (табл. 3.11.12).
Під час шквалу найчастіше спостерігається зливовий
дош з грозою, причому це найхарактерніше для
сильних шквалів, коли досить часто (22 %) ці явиша
поєднуються з градом, а слабкі шквали характеризу-
ються підвищеною повторюваністю зливових дощів.
Внаслідок локальності шквалу чітких закономірно-
стей у його просторовому розподілі не виявлено.
Шквали спостерігаються на всій території України.
Таблиця 3.11.12
Повторюваність (%) метеорологічних явищ під час шквалу
Одеська область (понад 6 шквалів у середньому за
рік). Дещо менше їх (4 - 6) спостерігається у Хер-
сонській області та Криму, віл 2 до 4 - на крайньо-
му заході (Львівська та Волинська області), у деяких
центральних і північних областях (Кіровоградська,
Черкаська, Житомирська, Київська і Чернігівська) та
на сході (Донецька, Харківська), у решті областей —
менше двох.
Слід відмітити, шо територіальний розподіл
шквалів, викладений вище, у загальних рисах близь-
кий до розподілу сильних шквалів |2О8|.
3.11.7.	Смерч
Смерч на території України відноситься до найне-
безпечніших стихійних атмосферних явиш. Ступінь
вивченості його фізичного механізму, процесів утво-
рення та прогнозування (прогностичні рекомендації)
обмежені. Причиною цього є локальність явиша,
труднощі реєстрації і майже повна відсутність ви-
падків проходження смерчу через пункти спостере-
ження (метеорологічні станції). Про деякі їх характе-
ристики судять за результатами візуальних спостере-
жень, а також за радіолокаційними і супутниковими
даними 1І89|. Інформацію про кількісні параметри,
траєкторію переміщення та ширину приземного
сліду отримують на основі аналізу наслідків руйну-
вань, які для зручності аналізу узагальнено (Фуджи-
тою та Пірсоном) у вигляді 6 (12) бальної шкали.
Смерчі спостерігаються в усіх районах Земної кулі.
Різке зменшення їх відмічається у полярних областях
і відсутні вони в Арктиці та Антарктиці, а також в
екваторіальних зонах. Мало смерчів і у відкритому
океані, найчастіше вони з'являються поблизу берега
за незначної швидкості вітру. За даними Т.Фуджита
на Земній кулі протягом року виникає 1000 - 1500
смерчів, з яких половина припадає на територію
США. де існує так звана "алея торнадо" — смуга
найбільшої повторюваності смерчів.
Залежно від того, де виникають і шо втягують
смерчі, їх поділяють на пісочні, пилові і водяні. Во-
ни перемішуються в основному за напрямом вітру і
супроводжуються грозою, хтивою, градом.
Накопичений матеріал дозволяє стверджувати, що
смерч - це вихор складної структури з вертикальною
(нахиленою чи зігнутою) віссю, шо опускається з
226
нижньої межі потужних купчасто-дошових хмар до
поверхні землі у вигляді білястої чи темноподібної
воронки, яка обертається і характеризується значни-
ми швидкостями вітру, потужними низхідними (у
центральній частині) і висхідними потоками, знач-
ною різницею атмосферного тиску від центра ворон-
ки до периферії, шо у комплексі і створює надзви-
чайну енергію смерчу.
Параметри смерчу, які відмічено на території Ук-
раїни, наступні:
•	найбільша швидкість вітру в середині воронки
смерчу - 50 -70 мс 1 (може досягати 100 - 400 і
більше мс');
•	діаметр воронки — від 10 до 1500 - 2000 м;
•	швидкість руху - віт 10 - 20 до 30 - 35 мс';
•	середня довжина шляху переміщення смерчу 10 -
15 км (можливо 100 і більше кілометрів);
•	перепад тиску за розрахунками - 30 - 60 гПа
(можливо до 200 - 250 гПа і більше).
Смерчі розвиваються на атмосферних фронтах, шо
формуються у процесі адвекції теплого та вологого
субтропічного (тропічного) повітря на фоні вторгнен-
ня прохолодніших арктичних та помірних повітряних
мас. Потужні купчасто-дощові хмари, утворенням
яких супроводжуються процеси фронтогенезу, піч час
смерчу зазвичай простягаються від приземного рівня
через всю товщу тропосфери до нижньої стратосфери.
Значна нестійкість атмосфери, висока її воло-
гоємність, достатньо потужний шар із конвергенцією
вітру — основні прогностичні ознаки утворення смер-
чу. Атмосферні фронти, на яких утворюються смерчі,
зазвичай добре виявлені і характеризуються зонами з
великими горизонтальними градієнтами температури
повітря на невеликих віддалях по нормалі до фронту,
шо дорівнюють 6 - 10”С і більше на 100 км, по-
тужністю шару із зрушенням впру в межах 0,5 - 1,5 км,
зміною швидкості вітру з висотою у вільній атмосфері
І - 3 мс ' на 100м висоти 1188].
За даними спостережень радіолокаторів і за
знімками хмарності з штучних супутників Землі ви-
явлено, шо смерчонебезпечна ситуація у 85 %
пов'язана з конвективними хмарами, висота радіоехо
яких досягає і перевищує 13 км, і у 90 % — з купча-
сто-дощовими хмарами, горизонтальні розміри яких
досягають 200 - 400 км га значними вертикальними
градієнтами швидкості вітру на атмосферних фрон-
тах, які сприяють утворенню вихорів.
Перераховані смерчонебсзпсчні ознаки найбільшою
мірою притаманні центральним частинам "молодих"
циклонів і нахиленим теплим секторам фронтальних
зон 1188]. У результаті стиснення іронічних повітря-
них мас та інтенсивного їх витіснення більш прохо-
лодним арктичним повітрям виникають інтенсивні
упорядковані вертикальні рухи, які сприяють перено-
су вологи на значні висоти, виникненню значної
енергії нестійкості в атмосфері, вивільнення якої су-
проводжується смерчами. Найнебезпечніші смерчі,
що досягають поверхні Землі, утворюються за ситу-
ації, коли маси хмар, що обертаються, охоплюють ша-
ри повітря нижче 1,0 км. І чим більші контрасти тем-
ператури повітряних мас. чим ближче до лінії фронту
нони розташовані і чим стрімкіше формується зона
фронту, тим більша ймовірність розвитку смерчоне-
безпечної ситуації.
Смерч спричинює величезні катастрофічні руйну-
вання внаслідок досить значної сили вітрового нати-
ску і великої різниці тиску між ним і навколишнім
середовищем. Під час проходження смерчу в будів-
лях видаалюються рами, скручуються високі дерева,
труби, шогли електропередачі. У хмарі, з якою пов'я-
заний смерч, часто видно спалахи блискавки. Нсрід-
кісні випадки, коли після смерчів невеликі водойми
залишались без води, а віддалік моря знаходили мор-
ських риб і медуз.
Для кліматичної характеристики смерчів викорис-
тано матеріали, подані в "Каталоге смерчем РД-95,
1991", щорічниках "Зведений річний огляд стихійних
гідрометеорологічних явиш", підготовлених Держав-
ною гідрометеорологічною службою, матеріали опе-
ративних обстежень руйнівних наслідків проходжен-
ня смерчів на території України, здійснюваних
Міністерством з надзвичайних ситуацій України.
На території України за період, шо розглядається
(включаючи 2001р.), зареєстровано 68 смерчів, які
зафіксовано понад 130 пунктами України
(рис.3.11.26). Територіально смерчі локалізуються у
вигляді трьох зон: одна проходить у напрямі Одеса -
Харків і охоплює Запорізьку і Доненьку області; дру-
га простягається від Одеси до північних кордонів;
третя виділяється на північному заході. Траєкторії
скупчення смерчів розміщуються нерівномірно, ок-
ремими ділянками і відповідають положенню прохо-
дження фронтальних зон.
Характер циркуляційних процесів і фізико-гео-
графічних особливостей України зумовлюють утво-
рення смерчів у будь-якому її регіоні з 65 %-ною
ймовірністю. Здебільшого вони спостерігаються у
теплий період року (табл.3.11.13). Найчастіше (34 %)
смерчі бувають у червні-липні. менша повторю-
ваність їх у серпні (13 %), травні (12 %). У вересні-
жовтні вони відмічаються переважно на півдні
(Одеська, Херсонська області, Крим) і їх повторю-
ваність у ці місяці становить 3 - 4 %.
Таблиця 3.11.13
Повторюваність (%) смерчу за окремі місяці
V	VI	VII	VIII	IX	X
12	34	34	13	4	3
Частота смерчу в окремі роки має випадковий ха-
рактер: у 1971 - 1975 рр. вони фіксувалися кожного
року, а за останнє десятиріччя відмічалися тільки у
4-х роках (1993, 1996, 1997, 2000 рр.).
У середньому за рік буває 1 - 2 випадки смерчу.
Найбільша кількість областей (6), де спостерігалися
смерчі у цьому десятиріччі, припадає на 2000 - 2001
рр. Значна кількість (10) відмічалась і в 1975 р. Цей
рік виділяється сильною смерчонебезпечністю у
травні, червні, липні (1-3 випадки за місяць). Вони
виникали у багатьох областях: на північному сході
(Сумська), заході (Львівська), центрі (Черкаська) і на
півдні (Миколаївська, Херсонська, Запорізька). Слід
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
227
виділити Запорізьку область, де найбільша кількість
смерчонебезпечних ситуацій виникає на території, яка
обмежена лінією Бердянськ - Мелітополь - Запоріжжя.
Віл 3 до 6 смерчів відмічалось у 1966. 1974. 1980, 1987,
2000, 2001 рр.
В окремих випадках смерчі можуть охоплювати
значну територію. Так, 18 серпня 1969 р. смерч ви-
ник у Черкаській області і спостерігався у 18 пунк-
тах, потім розповсюджувався вузькою смугою за-
вширшки 10 км і завдовжки 150 км, охопивши
південь Київської області (Тараща-Кагарлик). Ще
обширнішим за площею і зоною зруйнувань був
смерч 11-12 червня 2001 р., який відмічався у Жи-
томирській, Вінницькій і Київській областях.
Найбільшої руйнівної дії зазнали Коростишівський,
Брусилівський, Попільнянський райони Житомирсь-
кої області з епіцентром у с.Покришів. Обертова си-
ла смерчу була настільки значна, шо ставок площею
2 га залишився повністю без води, яку вітром було
перенесено на багато кілометрів. Синоптична ситу-
ація у цей період формувалась холодним арктичним
і полярним фронтом над західними і північними об-
ластями. Решта території перебувала у теплому сек-
торі циклону у субтропічному повітрі. Температура
повітря перед фронтом становила 28-33°С, за фрон-
том 19 - 24,;С. Розвитку і посиленню конвективних
явищ сприяли сильні висхідні рухи повітря. Смерчі
завдали великих збитків комунальному, сільському
господарству, енергетиці (рис.3.11.27).
У добовому ході найбільш ймовірний смерч у
теплий період року, між 15 і 18 год, у період макси-
мального розвитку конвекції (табл.3.11.14).
Таблиця 3.11.14
Добовий хід повторюваності (%) смерчу
Строк, год						
3-6	6-9	9-12	12-15	15-18	18-21	21-24
1.7	3.4	3.4	27,1	42,4	17,0	5.0
Тривалість окремого смерчу незначна і коливається
віл і - 2 до 10 хв і більше (табл.З.11.15). Найчастіше
(77 %) він триває до 0,2 год. Смерчі з тривалістю 0,3
- 0,5 год відмічалися у 23 %. За даними |2ОЗ| найтри-
валіший смерч зареєстровано у Запорізькій області —
сумарна його тривалість становила 1.4 год.
Таблиця 3 11.15
Повторюваність (%) смерчу різної тривалості
Тривалість, хв				
<0,1	0.1	0.2	0.3	>0.5
20,0	36,7	20.0	10,0	13,3
В Україні смерчі спостерігаються порівняно часто.
За останні 30 - 40 років їх було відмічено понад 70
випадків, шо потребує врахування смерчонебезпеч-
ності території під час проектування, розміщення і
експлуатації потенційно небезпечних промислових
об'єктів (атомних електростанцій, потужних хімічних
комбінатів тощо) [29). У світовій практиці відомі ви-
падки проходження смерчу через майданчик атомної
228
а
б
Рис. 3.11.27. Пошкодження, спричинені смерчем у
Житомирській області 11 червня 2001 р.
а)	- опори ЛЕП,
б)	- лісові насадження.
Фото Житомирського обласного центру з гідрометеорологи
електростанції (АЕС) |25О|, що спричинило значні
руйнування. Особливо небезпечними с випадки про-
ходження смерчу через систему охолодження АЕС,
насамперед через ставки-охолоджувачі для "відпові-
дальних" користувачів, системи енергопостачання,
окремі технічні конструкції і споруди.
Рекомендаціями Міжнародного агенства з атомної
енергетики гранична ймовірність виникнення "смер-
чонебезпечної події", перевищення якої вже потребує
урахування можливості проходження смерчу через
майданчик АЕС, дорівнює 1x10 ’ реактор/рік. Аналіз
характеристик смерчонебезпечності територій виді-
лених трьох зон, у тому числі районів розташування
Південно-Української і Запорізької АЕС. виконаний
в УкрНДГМІ, засвідчує, що річна ймовірність прохо-
дження смерчу через майданчики діючих атомних
електростанцій істотно виша граничної величини Ро.
У зв'язку з цим відповідним службам необхідно уточ-
нити клас інтенсивності смерчу за Е-шкалою Фуд-
жити-Пірсона і можливого навантаження у період
проходження смерчу на будівлі і споруди АЕС 1-ої
категорії відповідальності за ядерну і радіаційну без-
пеку та здійснити превентивну розробку техно-
логічних і організаційних заходів захисту систем і
елементів АЕС.
До району з найбільшою повторюваністю (І раз за
5 років) смсрчонебезпечних ситуацій слід віднести
південь (Одеська, Запорізька, Миколаївська. Хер-
сонська області).
Дещо менша ймовірність (1 раз за 7 років) харак-
терна для Київської, Волинської областей і Криму.
На території Львівської, Черкаської і Донецької
областей ймовірність виникнення смерчу дорівнює
10 % (/ раз за 10 років).
На території більшості областей (Чернігівська,
Сумська, Рівненська, Житомирська, Хмельницька,
Полтавська, Харківська. Тернопільська, Луганська,
Вінницька. Івано-Франківська, Дніпропетровська,
Чернівецька) смерчі спостерігаються 1 раз за 20років
(20 %-на ймовірність).
У Кіровоградській та Закарпатській областях за
розглянутий період, смерчі не зафіксовані.
3.11.8.	Пилова буря
Пилова або чорна буря — явище, шо спричи-
нюється перенесенням сильним вітром великої
кількості пилу (піску) і супроводжується значним
погіршенням видимості. Вона виникає під час посу-
шливої погоди і посилення швидкості вітру до зна-
чень, за яких відбувається видування із підстильної
поверхні часток пилу (піску). На утворення пилових
бур впливають структура і рівень зволоженості фун-
ту, наявність рослинного покриву а також орографія.
Так. якщо вологість грунту у шарі 0 - 20 см стано-
вить понад 25 мм пилова буря виникає за швидкості
вітру понад 15 м/с. а за вологості менше 10 мм. во-
на може виникати і за швидкості вітру 8 - 10 м/с
1147). За значної нестійкої стратифікації повітря ча-
стки пилу (піску), підняті з поверхні землі, під впли-
вом конвективного перемішування можуть підніма-
тися на значну висоту.
Горизонтальна протяжність районів, охоплених
пиловою бурею, досить різна - від декількох сотень
метрів до тисячі кілометрів і більше, а вертикальна -
від декількох метрів до 6 - 7 км.
За мірою запиленості повітряного потоку, тобто за
дальністю горизонтальної видимості можна визначи-
ти інтенсивність пилової бурі. Видимість в атмосфері
різко знижується, коли пил, шо піднімається, утво-
рює суцільну мутно-сіру завісу, через яку ледь
просвічуються контури Сонця.
Пилові бурі негативно впливають на всю госпо-
дарську діяльність людини. Особливо значної школи
вони завдають сільськогосподарським угіддям: по-
шкоджують посіви, виносять із полів шари орної
землі і засипають нею сади, виноградники та ін. Пи-
лові бурі погіршують санітарно-гігієнічні умови міст,
експлуатацію транспорту, утруднюють будівельні ро-
боти тошо. Масштаби збитків, яких завдають пилові
бурі, визначаються не тільки їх зривалістю, інтен-
сивністю та частотою, але й розмірами території, яку
вони охоплюють.
Найчастіше пилові бурі виникають у перехідних
штормових зонах з великими баричними і термічни-
ми градієнтами завдяки переміщенню потужних ан-
тициклонів із північного заходу і півночі Європи на
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
229
південний схід з одночасною активізацією цик-
лонічної діяльності над Чорним морем і Малою
Азією. Вони також формуються під час переміщення
із заходу улоговин циклонів, що розміщуються над
північними районами Європейської Росії, до
південно-західної периферії антициклону з центром
над Казахстаном. У цих випадках пилові бурі найт-
риваліші і охоплюють значну територію. Крім того,
пилові бурі спостерігаються під час проходження хо-
лодних фронтів із заходу на схід, коли у тиловій ча-
стині циклону за холодним фронтом відмічаються
великі баричні градієнти, шквальне посилення вітру.
Пилові бурі такого походження мають короткочас-
ний локальний характер. Іноді пилові бурі пов'язані
із посиленням південно-східного вітру, формуван-
ням часткових циклонів і швидким їх переміщенням
вздовж фронтальної зони із південного сходу на
північний захід.
Чітко окреслити район розповсюдження пилової
бурі складно, тому що це надзвичайно міграційне
явище. Пилова буря у переважній більшєкті випадків
виникає на невеликих площах. У південних і східних
областях вона може охоплювати значну територію,
на півночі і заході має локальний характер і спос-
терігається на території двох-трьох районів. Сильна
(стихійна) пилова буря (за швидкості вітру 15 м/с та
більше протягом 12 год і більше) розповсюджується
одночасно на декілька областей.
Патові бурі виникають не щорічно. Щодо стихійних
пилових бур. то вони спостерігаються у ЗО - 40 % ви-
падків. Стихійні пилові бурі найчастіше (ЗО - 35 % за
місяць) відмічаються наприкінці зими — на початку'
весни, але у південних і південно-східних регіонах мо-
жуть бути і зимою. У північних і західних областях пи-
лові бурі можливі наприкінці весни і на початку'
літнього сезону, у південних областях - переважно на-
Цьому сприяє раннє сходження снігового по-
криву, швидке нагрівання грунту, тривале бездощів’я і
посилення вітру. Крім того, у цей сезон рослини ше не
утворюють суцільного покриву і мають слабко розви-
нену кореневу систему.
Максимум числа днів з пиловою бурею припадає
на червень - серпень, на деяких південних станціях
спостерігається також весняний максимум, зумовле-
ний більш раннім сходженням снігового покриву,
інтенсивним підвищенням температури повітря,
відсутністю суцільного трав'яного покриву.
Умови для виникнення пилової бурі найчастіше
створюються у Степу. Ймовірність її становить 80 -
100 %. На північ і північний захід частота пилових
бур зменшується. У північно-східних і центральних
областях їх ймовірність дорівнює 40 - 80 %, у захід-
них — менше 30 %.
У межах України виділяються три осередки пилових
бур: перший із центром поблизу Херсона — Каховки;
другий — у районі Луганська; третій - у північно-
західній частині Одеської області з центром біля Сара-
ти - Болграда (117, 147]. Пилові бурі, шо виникають
поблизу Херсона, досить часто поширюються у на-
прямі Клепиніне - Мелітополь - Запоріжжя. Ко-
ефіцієнт кореляції числа днів із пиловою бурею між
станціями, розмішеними на відстані до 300 км. станов-
лять 0,5±0,13. Пилові бурі друтого осередку від Лу-
ганська поширюються у напрямі Артемівськ - Ам-
вросіївка - Волноваха - Кирилівка - Гуляйполе. Зна-
чення коефіцієнта кореляції тут приблизно такс ж, як
і у першому осередку. У розподілі середнього числа
днів з пиловою бурею відмічається велика строкатість,
шо відповідає характеру розподілу швидкості вітру.
Найчастіше пилові бурі спостерігаються у районах
Херсона - Нової Каховки - Мелітополя - Запоріжжя -
Нікополя, де у середньому за рік число днів з пиловою
бурею досягає понад 10. Тут за рік спостерігається 60
- 70 днів із швидкістю вітру понад 12 м/с, а опадів ви-
падає луже мало. У Лісостепу найбільша повторю-
ваність пилової бурі відмічається на Придніпровській
низовині, на Поліссі вона дещо збільшується на во-
доділах річок. У заплавах річок, долинах і улоговинах,
де грунт задернований і вітер трохи слабший, пилових
бур небагато. У північній і північно-західній частинах
території пилові бурі відмічаються один раз у 10 років
1147]. В Українських Карпатах і Кримських горах пи-
лових бур не зафіксовано.
Найбільше число днів з пиловою бурею (понад 40)
відмічається у Степу, зокрема, у центральних райо-
нах Запорізької і Херсонської областей (рис. 3.11.28).
У районах, де пилові бурі бувають часто, середнє
квадратичне відхилення числа днів із пиловою бурею
досягає найбільшого значення (6-9 днів), а де пи-
лові бурі спостерігаються не щорічно або бувають
всього 1 - 2 дні за рік. воно коливається у межах 0,5
- 2.0 дні. Другий максимум відмічається весною
(квітень, травень). Зимою пилові бурі виникають че-
рез відсутність снігового покриву або дуже малу йо-
го висоту, після встановлення періоду з низькою
температурою повітря і слабким зволоженням грунту
з осені. Зимою пилові бурі відмічаються у 60 % років
і зазвичай виникають за наявності незначного сніго-
вого покриву або його відсутності. Видування грунту
зимою (чорні бурі) відбувається у роки із низькою
температурою повітря і за слабкого зволоження
грунту з осені 1147].
У літні місяці пилові бурі мають переважно місце-
вий характер і охоплюють незначні площі.
Частота пилових бур значно змінюється з року в
рік. Це явище часто спостерігається у посушливі та
суховійні роки (1828, 1837, 1892. 1898, 1899, 1928 -
1930, 1936, 1946, 1948. 1949, 1953, 1954, 1957, 1959,
1960, 1962, 1966-1969. 1974. 1984. 1990 рр). Деякі з
них були інтенсивними і тривалими і охоплювали
значну територію. Особливо інтенсивні та тривалі
пилові бурі спостерігалися у січні-березні 1969 р. (з
незначними перервами). Вони охопили 15 областей
(південні, південно-східні і центральні), тобто
бі'іьше половини території країни і завдали значної
шкоди сільському господарству.
Інтенсивні пилові бурі у 1972, 1974, 1984 рр. поши-
рювались у південних і східних областях на значну
площу, у 1966 - 1968, 1970, 1971 рр. вони мали ко-
роткочасний локальний характер. У 1981-1983, 1986,
1987, 1991-2000 рр. пилові бурі взагалі не відміча-
лись. Слід зазначити, що за останні роки пилові бурі
230
виникали набагато рідше порівняно з попередніми
роками і охоплювали незначну територію, крім того,
зменшилась їх тривалість. Восени (вересень-листо-
пад) сильних пилових бур за останні роки не
зафіксовано. Аналогічна картина відмічається і в
інших країнах СНД |208|. Це можна пояснити
збільшенням кількості опадів у південних районах
країни і зменшенням повторюваності вітру зі швид-
кістю понад 15 м/с.
У табл. 3.11.16 наведено ймовірність різного числа
днів з пиловою бурею в окремі місяці. На півдні і
південному сході повторюваність числа днів із пило-
вою бурею може досягати у літні місяці 40 - 50 %.
Пилова буря має чітко виражений добовий хід
(рис. 3.11.29). Найчастіше вона виникає у ранкові го-
дини, досягаючи максимального розвитку у полу-
день, у вечірні та нічні години буває рідко. Такий хід
відповідає добовому ходу швидкості вітру, умовам
вологості повітря і поверхневих шарів грунту.
Тривалість пилової бурі змінюється у широких ме-
жах — від чверті години до декількох діб. Найтри-
валіші пилові бурі спостерігаються у Степу, особливо
у його східній частині. Середня тривалість однієї пи-
лової бурі у районі Донецької височини перевищує 10
год, у Лісостепу - дорівнює 3 год, а на Поліссі —
близько 1 год. У холодний період року пилова буря
триваліша, ніж у літній. Короткочасні пилові бурі роз-
повсюджуються на незначну територію, а тривалі —
охоплюють значну площу. На півдні і південному
сході найбільшу повторюваність (35 %) має пиловії
буря тривалістю 10-12 год, а на північному заході -
14 - 16 год (до 40 %).
Влітку ймовірність виникнення тривалих пилових
бур незначна, тому шо поверхня грунту у цей час
закріплена рослинами.
Винятково сильні та тривалі пилові бурі, що охоп-
лювали значну територію України, відмічались зи-
мою 1969 р. За площею поширення та інтенсивністю
вони перевершили всі попередні, відмічені в Україні
у XX ст. Ці пилові бурі подібні до тих. шо спостеріга-
лися в 1886 р. у колишньому Бердянському повіті
(південь Запорізької області), коли наноси досягали
2 - 3-х метрової висоти і грунт у багатьох місцях був
знесений до глибини 25 см. На півдні перед почат-
ком розвитку пилових бур 1969 р. майже був
відсутній сніговий покрив. Промерзлий грунт, поси-
лення швидкості східного вітру до 28 - 35 м/с, а
місцями до 40 м/с спричинили сильне вивітрювання
верхнього шару грунту. Зимою 1969 р. відмічено
всього три періоди з пиловою бурею.
У період 2-9 січня пилові бурі охопили півден-
но-східну частину країни (11 областей) площею 250
тис.км'. Поширювались вони переважно у західному
напрямі зі швидкістю понад 300 км/добу, а також у
північному напрямі - близько 100 км/добу. Основні
осередки пилових бур розмішувались у центральних
районах Запорізької і Херсонської областей та в
Криму. У період 24 - 25 січня пилова буря спос-
терігалась на крайньому сході, у період - 7 - 28 лю-
того розповсюдилась на територію 14 областей.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
231
Таблиця 3.11.16
Ймовірність (%) пилової бурі
Станція	1	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	*	XI	XII
Чернігів	2.1		2.1	10,5	24,7	30.8	25.0	19,7	19.3	2,1		2,1
Суми		13,0		6.8	4.7	15,3	9.0	6.6				
Луцьк				20.2	21,9	17,7	13.6	4.6	11,5	6,8		4.6
Рівне				7.3	13,5	11,7	13,9	4,8		2.4		
Житомир					7.4	22.3	12.0	7,4	4.8			
Київ		6,2	2,1	13,8	27,3	31,7	13.8	12,0	5.9			
Львів				2,8	5.4	8,0	10.4	10,4	10,4			
Хмельницький				8.3	8,3	10,7	11,6	2,2	2.2			
Полтава		29,5	4.9	4.8	2,4	18,1	9.5	4.8	2.4			
Харків	4,9	33,0	7.0	13,5	19,6	27.2	15,6	16.4	2.3			
Тернопіль				4.8		7.4		2.4				
Черкаси		3.5		6.6		16,3	3.5	6.6		3.3		
Луганськ	3.8	30,2	27,3	57.7	67,3	55,0	64,6	73,3	60,0	26,3	4.0	
Вінниця				2,5	11.3	26,5	16,7		5,0			
Івано- Франківськ				7,3	7,3	12.0	4,8	16,4	4.9			
Кіровоград	4,1	19,1		52,6	67,6	65,4	65,4	57,9	39.4	15,5	4.1	4.1
Дніпропет- ровськ	6,6	30,6	18,5	49.6	407	44,6	30,5	28,8	20,7	6,7	2.2	6,7
Донецьк	14.0	29,5	31,3	43,6	21,8	23.7	25,8	25,5	9.3	7.4	7.4	7.4
Чернівці			2.4	2.4	4.8	2,4	7.3	9.5	4.8			
Одеса	6.7	16,9	10,9	20,3	6,7	13,3	15,0	4,5	12,7	12,7		
Запоріжжя	13,5	29.8	26.9	56,4	57,3	46,4	49,5	47,6	35,9	17.4	11.9	2.0
Миколаїв	9,1	19,2	24,8	58.7	55.7	47.9	47,9	43.7	27,2	10,9		
Херсон	10,9	27,6	37,2	63,1	65.4	46.4	58,5	55.4	49,4	37,0	2.2	4,4
Сімферополь	7,0	17,9	44,2	32,2	2,3	2,3	2.3	9.3	2.3	0,0	0,0	0.0
На початок лютневих пилових бур сніговий покрив
на сході та півдні відсутній, тільки в окремих пунктах
висота його досягала 2-3 см. Верхній шар грунту був
значно висушений січневими пиловими бурями через
відсутність опадів і снігового покриву. Пилові бурі з по-
силенням вітру відновились. На відміну вії січневих, у
лютому вони поширюватись у північному і північно-
західному напрямі. Швидкість їх переміщення спочатку
становила 300 км/лобу, потім зменшилась до 200 - 250
км/добу. Всього у лютому в степовій юні Лівобережжя
зафіксовано від 10 до 17 днів з пиловою бурею, а на
решті території - вії 2 до 9 днів. Сумарна тривалість пи-
лових бур у Запорізькій, Луганській і Полтавській обла-
стях перевищувала 200 год. на решті території вона коли-
валась від 50 до 200 год. Максимальна три-
валість однієї пазової бурі поблизу Луганська.
Гуляйполя, Нікополя, Артсмівська, Комісарів-
ки, Дніпропетровська. Харкова досягала 4-х діб.
У період (8-12 лютого) переважала ан-
тициклонічна погода без опадів з темпера-
турою повітря від -20 до -14"С, відносною
вологістю повітря від 50 до 90 %. У на-
ступні періоди у зв'язку з активізацією цик-
лонічної діяльності над Західною Європою
і Чорним морем на сході спостерігалось ви-
падання снігу та хуртовини, шо супровод-
жувались пиловими бурями. Сніг пе-
ремішувався з пилом, температура повітря
підвищилась до —Ю...-4"С і више, але зали-
шалась від'ємною. Сильним вітром вели-
чезні маси пилу переносилися далеко на
захід і північний захід.
Синоптичні процеси виникнення січне-
вих і лютневих пилових бур були подібні
між собою і характеризувалися стійкістю
процесів. Пилові бурі завдали значних
збитків економіці країни.
Інтенсивні та тривалі бурі спостерігались
також весною 1960 р. на півдні України. Во-
ни тривали з невеликими перервами з 18 бе-
резня до 18 квітня і завдали також великих
збитків сільському господарству.
Між числом днів з пиловою бурею і чис-
лом днів із сильним вітром (понаї 15 м/с) існує до-
сить тісний зв'язок. Коефіцієнт кореляції між цими
величинами у холодний період року становить 0,64.
Приблизно гака ж залежність існує між тривалістю
пилової бурі і числом днів із швидкістю вітру понаї
20 м/с. Коефіцієнт кореляції між числом днів із пи-
ловою бурею і числом днів із сильним вітром понад
20 м/с дорівнює 0,75. Так, за швидкості впру 15 м/с
тривалість пилової бурі становить близько 15 гол, зі
зростанням швидкості вітру до 20 м/с тривалість бурі
збільшується до 25 год.
Істотне значення мають розміри території, яку
охоплюють пилові бурі. Найчастіше пилові бурі ма-
ють локальний характер. Зимою у 80 % випадків пи-
лові бурі відмічаються на окремих станціях і тільки у
20 % (1946, 1951, 1956, 1969 рр.) вони поширювались
на значну площу, внаслідок чого завдали значної
шкоди господарству у південних і південно-східних
областях. У теплий період року пилові бурі на обме-
женій території виникають майже щорічно.
Повторюваність виникнення сильних пилових бур
можна визначити за табл. 3.11.17.
Найчастіше (30 %) підлягають впливу дії пилових
бур південні і східні області. На північ і захід їх
ймовірність зменшується до 5 %, тобто вони бувають
один раз за 20 років. На території західних областей
(Львівської, Хмельницької. Тернопільської, Івано-
Франківської, Закарпатської, Чернівецької) стихійні
пилові бурі не спостерігались.
Напрям вітру під час пилової бурі залежить від си-
ноптичних процесів. Переважним напрямом вітру зи-
мою і весною є східний і північно-східний, літом —
232
північно-західний і західний, восени - східний і
південно-східний. У теплий період року у південних і
східних областях найбільшу повторюваність має вітер
східного напряму, а в північних і північно-західних —
південного і південно-східного.
Під час пилової бурі швидкість вітру істотно
змінюється. У 40 % випадків спостерігається вітер зі
швидкістю близько 10 м/с. Були відмічені пилові бурі
зі швидкістю вітру понад 15 м/с (до 10 %). Особливо
часто значна швидкість вітру спостерігається під час
пилових бур на Приазовській та Донецькій височинах.
Найчастіше (78 %) відмічається вітер зі швидкістю 15
- 20 м/с.
Пилові бурі влітку зазвичай виникають за ясного
неба, високої температури повітря (понад ЗО “С) і
низької виносної вологості повітря. Навесні та влітку
розвиток пилових бур найчастіше відбувається за
температури повітря від 20 до ЗО1'С, низької відносної
вологості повітря (15 % і нижче) та за ясного (без-
хмарного) неба.
Отже, за характером розподілу, повторюваності,
інтенсивності масштабом охоплення, особливостями
синоптичних процесів в Україні можна виділити три
основні райони розповсюдження пилових бур. що
співпадають з районами суховіїв. Для уточнення
виділених районів, які підлягають дії пилових бур,
було проведено оцінку статистичної однорідності для
пар станцій за критерієм Колмогорова - Смирнова.
Згідно критерію до району з однаковими кліматич-
ними характеристиками пилових бур віднесено такі
станції, для яких рівень значимості перевищував 5 %.
На рис. 3.11.30 наведено ймовірність числа днів з пи-
ловою бурею для окремих районів.
До першого району віднесено південні і східні об-
ласті (Одеська, Миколаївська. Херсонська, Запорізь-
ка, Луганська, Донецька, Дніпропетровська, Кірово-
градська) і рівнинна частина
Криму. Ця територія найбіль- ше підлягає впливу дії пило- вих бур, які відмічаються один раз за 3 - 5 років (ймовірність 20 - 30 %) і поширюються на велику площу. Другий район займає центра- льні та північно-східні області (Харківська, Полтавська. Чер- каська. Вінницька, Київська, Чернігівська, Сумська). Пилові бурі тут спостерігаються один раз за 10 років (Ю % ймовір- ність). Найчастіше вони мають локальний характер. До третього району увійшли північно-західні (Волинська, Рі- вненська, Житомирська), де пи- лові бурі бувають надто рідко та західні області (Львівська. Тернопільська, Хмельницька. Закарпатська. І вано-Франків- ська. Чернівецька) і Кримські гори, де вони віагалі відсутні.	Таблиця 3.11.17 Повторюваність (%) сильної пилової бурі	
	Область	%
	Чернігівська	13,6
	Сумська	4.5
	Волинська	4.5
	Рівненська	4,5
	Житомирська	4,5
	Київська	4,5
	Полтавська	13,6
	Харківська	4,5
	Черкаська	4,5
	Луганська	18,2
	Вінницька	4,5
	Кіровоградська	18,2
	Дніпропетровська	31,8
	Донецька	31,8
	Одеська	13.6
	Запорізька	27,3
	Миколаївська	9,1
	Херсонська	18,2
	Автономна Рес- публіка Крим	22,7
У кожному районі є мікрорайони з підвищеною
частотою локальних пилових бур. Це зв'язано, на-
самперед, із станом підстильної поверхні.
У боротьбі з пиловими бурями необхідно поєдну-
вати лісомеліоративні, агротехнічні та гідромеліора-
тивні заходи з урахуванням умов формування пило-
вих бур. Тільки за такого комплексного підходу мож-
на досягнути ефективних результатів у боротьбі з пи-
ловими бурями.
3.11.9.	Посушливі явища (бездощовий
період, суховій, посуха)
Клімат України у цілому є сприятливим для роз-
витку економіки, зокрема землеробства і тварин-
ництва, за кількістю сонячної радіації, тепла, вологи.
Проте певні сполучення агрокліматичних умов у
різні сезони можуть зумовлювати несприятливі яви-
ша, значну частку яких становлять посушливі, шо
завдають шкоди сільськогосподарському вироб-
ництву. енергетиці, транспорту та іншим галузям
економіки, населенню.
Природу посушливих явиш, фактори та умови, що
спричинюють їх утворення вже значною мірою вив-
чено. Цими дослідженнями обгрунтовано, випробу-
вано і впроваджено комплексні методики оцінки по-
сушливих явиш у різних середовищах.
Поняття й класифікація посушливих явиш. Посу-
шливі явиша зумовлені складним комплексом ге-
офізичних і біофізичних процесів, що виникають
на деякій обмеженій території протягом досить
тривалого часу. До посушливих явиш відносять:
тривале бездощів'я, високу температуру і низьку
вологість повітря, суховії, атмосферну і ґрунтову
посуху. Поєднання, розвиток та посилення окре-
мих чинників призводять до надлишкової непро-
дуктивної витрати води живими організмами на
транспірацію та потовиділення, регулювання цих
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
233
процесів, адаптацію до термічного режиму та інших
складових посушливих явиш. За вичерпаними мож-
ливостями пристосування настає зневоднення ор-
ганізмів, їх в'янення, засихання й -загибель. Якщо
біофізичні механізми адаптації знівелювали напру-
ження геофізичних чинників, то організми долають
посушливі явища, але їх продуктивність істотно
зменшується. Кожне з посушливих явиш має власні
ознаки шкодочинності. За їх поєднанням утворю-
ються комплексні критичні межі, які є найбільш не-
безпечними.
Бездощовий період (бездощів ’я) — це інтервал часу, в
якому протягом десяти і більше днів не спостерігають-
ся опади або їх добова кількість не перевищує І мм.
Тривале бездощів'я є передвісником посухи. Часто у
ці періоди відзначаються суховії. Бездощовий період
тривалістю понад 10 днів вважається посушливим.
Суховій — цс стан атмосфери, за якого просте-
жується повільне, зі швидкістю 3-5 м/с, перенесен-
ня сухого, надмірно теплого повітря (відносна во-
логість ЗО % та нижче, а температура 25°С та виша).
Поєднання суховію з бездощовим періодом протягом
декількох діб зумовлює атмосферну посуху.
Атмосферною посухою у місцевості з помірним
кліматом є стан атмосфери з тривалим бездощів'ям,
істотним зменшенням опадів, що супроводжуються
підвищеною інсоляцією та високою температурою
повітря. Атмосферна посуха певної тривалості зумов-
лює грунтову посуху.
Грунтова посуха може спостерігатись на полях, які
неадаптовані до посушливого клімату як без рослин,
так і з рослинним покриттям. У першому випадку
критерії грунтової посухи визначають за агрогідро-
логічними властивостями грунту (найменша воло-
гоємність). За наявним агрофітоценозом грунтова
посуха є складною системою, що враховує динаміку
вологопотреби рослин і вологості грунту. В останнь-
ому випадку характерною особливістю грунтової по-
сухи є невідповідність між вологопотребою рослин та
умовами їх вологозабезпечення. Внаслідок недоста-
ньої вологості грунту, надлишкових інсоляції та при-
току тепла відбувається істотне зниження транспіра
ції і продуктивності порівняно із сприятливими умо-
вами.
Поєднання атмосферної і грунтової посухи в окре-
мих випадках визначають як загальну посуху.
Певним винятком із згаданих типів є фізіологічна
посуха (фізіологічна сухість), як явище зневоднення
тканин рослини за достатньої кількості вологи у
грунті. Вона зумовлена низькою температурою коре-
невого шару ґрунту, високою температурою та низь-
кою вологістю повітря або значним вмістом солей у
грунтовому розчині. За цих умов швидкість всмокту-
вання вологи кореневою системою рослин істотно
відстає від швидкості транспірації і спричинює по-
ступове зниження тургору клітин, порушення міне-
рального живлення, затримання процесів росту і
розвитку рослин, зменшення їх продуктивності і
урожайності.
Таким чином, провідними складовими посушли-
вих явиш є бездощів'я, суховії, атмосферна посуха.
грунтова посуха. За визначенням ВМО поряд з ними
виділено галузеві класифікації посухи: сільськогос-
подарські. гідрологічні, енергетичні тощо (45|.
За просторовими масштабами посушливі явища
поділяють на місцеві, зональні, міжзональні, конти-
нентальні та глобальні. Місцеві посушливі явища ма-
ють плямистий характер. Вони охоплюють до 10 %
площі однієї агрокліматичної зони. Зональні посуш-
ливі явиша утворюють суцільний ареал і можуть зай-
мати віл 10 до 100 % плоші агрокліматичної зони, не
виходячи за її межі. Міжзональні посушливі явиша
розповсюджуються на території не менше двох аг-
рокліматичних зон (від 10 до ЗО - 35 % у кожній
зоні). Континентальні посушливі явиша охоплюють
не менше трьох агрокліматичних зон загальною пло-
щею віл ЗО % і більше. Глобальні посушливі явиша
поширюються на значну частину певної півкулі або
відповідну частку території в обох півкулях (не мен-
ше ніж по 10 % території на всіх суміжних континен-
тах).
Посушливі явиша класифікують також за сезона-
ми: весняні, літні, осінні, зимові, міжсезонні весня-
но-літні, за теплий період і період активної вегетації.
За ступенем збитковості посушливі явиша визнача-
ють як помірні, суворі, дуже суворі, катастрофічні.
Показники посушливих явищ. Кількісна оцінка по-
сушливих явиш пов'язана із застосуванням різно-
манітних показників посушливості та критеріїв шко-
дочинності.
За результатами останніх досліджень показники
посушливих явищ поділяються на геофізичні та
біофізичні. Геофізичні показники враховують стан ат-
мосфери або ґрунту за певними ознаками у деякий
час і в окремому пункті або на території. Зазвичай
вони є загальними для різних об'єктів. Біофізичні по-
казники одночасно визначаються за станом атмосфе-
ри і реакцією відповідного об'єкту (польової культу-
ри, ґрунтової відмінності під цією культурою або за
деяким аїрофоном тошо). їх властивості дозволяють
визначити склад, структуру, вплив посушливого яви-
ша різної суворості на досліджуваний об'єкт, збит-
ковість явища, просторову структуру, етапи розвитку
від виникнення до закінчення.
Геофізичні показники є одномірними та бага-
томірними як для окремого пункту, так і для тери-
торії з різноманітним складом. Одномірні показни-
ки, за винятком випаровування і вологості грунту, не
описують всього комплексу посушливих ЯВИЩ.
Тільки багатомірні показники відповідного складу і
структури визначають сукупні властивості посушли-
вих явиш. Завдяки складності, фізичній різнобіч-
ності і неоднорідності багатомірних показників їх за-
стосування потребує певного просторового та часо-
вого узагальнення. Ця особливість обмежує можли-
вості визначати динамічні властивості посушливих
явищ. Серед багатомірних показників певну струк-
турну перевагу має коефіцієнт атмосферного зволо-
ження. Переважна їх більшість тісно пов'язана з
гідротермічним коефіцієнтом (ГТК) як найбільш
простим та інформативним. Коефіцієнт кореляції з
ним інших показників перевищує значення 0.9.
234
Іп.іжшочи на ці обставини перевага надається ГТК
І ІСсля мінова. Проте цей показник пристосований
інше до періоду активної вегетації.
Біофізичні показники коефіцієнта атмосферного
зволоження потребують у кожному випадку враху-
вання біологічних властивостей рослин із визначен-
ням відповідних параметрів за їх потребами.
Бездощові періоди пов'язані головним чином зі ста-
лими антициклонами та їх відрогами, що розповсю-
джуються на нсніральну та південну частини Ук-
раїни. Тривалі бездощові періоди зумовлені антицик-
лонами та ядрами високого тиску у масах арктично-
го повітря, що перемішуються з півночі. Менш три-
валі бездощові періоди пов’язані з антициклонами,
шо рухаються із заходу і формуються у повітрі
помірних широтах, охоплюючи всю країну.
Розподіл бездощових періодів різного походження
на території країни має певні особливості, що про-
стежується за даними Львова, Полтави, Луганська
(рис. 3.11.31). Бездощові періоди західного поход-
ження мають середню тривалість до 15 - 16 днів.
Бездощові періоди від 17 до 25 днів і більше нале-
жать до іншої сукупності.
На початку бездощів'я, що настає безпосередньо за
дощовим періодом, його ознаки істотно не виражені
і не мають небезпечних властивостей для рослин та
інших об'єктів. За тривалої відсутності дощів, у се-
редньому на десятий день, формується сталий режим
підвищеної температури і зниженої відносної воло-
гості повітря. З цього часу бездощовий період вва-
жається посушливим, бо стан атмосфери починає
негативно впливати на рослини, які найчутливіші до
зневоднення під час цвітіння, формування зерна і
колосіння.
Кількість неперервних посушливих періодів у теп-
лу частину року в середньому коливається від 3 на
північному заході до 6 на півдні (табл. 3.11.18). їх
мінливість становить 0,24 - 0,43. В окремі роки
найбільша кількість посушливих періодів може ста-
новити від 8 у північно-західній частині до 10 у
південно-східній.
Середня тривалість
окремого посушли-
вого періоду стано-
вить 9-11 днів на
І Іоліссі і в Лісостепу
і збільшується до 12
- 16 днів у Степу.
Статистичний роз-
поділ тривалості не-
перервних посушли-
вих періодів апрок-
симується розподі-
лом Пуассона за спів-
ставленням середнь-
ого значення і серед-
нього квадратичного
відхилення. Посуш-
іиві періоди три-
валістю до 10 днів
повторюються від 50
Таблиця 3.11.18
Кількість, тривалість (дні) та повторюваність (%) неперервних посушливих періодів.
Теплий період (квітень-жовтень)
Станція	Кількість посушливих періодів			Тривалість посушливого періоду, дні			Повторюваність (%) не- перервних посушливих періодів у різних межах							Максимальна тривалість	
	середня	середнє квадратич- не відхи- лення	коефіцієнт варіації	середня	середнє квадратич- не відхи- лення	коефіцієнт варіації	дні							ДНІ	дата
							О о	11-20	О со 04	31-40	41-50	51-60	О я		
Житомир	3.6	1.4	0,37	9,7	8,6	0.89	65	27	4	3	1			53	9.IX -31.Х. 1907
Київ	3,9	1,5	0,39	9,3	8.2	0.87	68	23	5	1	2	1		55	4. IX -28.Х 1907
Полтава	4.7	1,5	0,31	11,1	10,9	0,99	66	18	9	3	2	1	1	94	1 IV-З АЛІ 1934
Харків	4,6	1.6	0,33	11,9	9.7	0,88	63	22	7	5	2	1		61	1.ІУ -31.V. 1934
Луганськ	5.1	1.4	0,27	12,1	11,5	0.95	60	21	10	5	1	2	1	75	11АЛІІ-24.Х.1892
Дніпропетровськ	4,9	1,4	0,29	12,8	11.7	0,91	57	23	10	5	2	2	1	76	17.УІІІ-31.Х.1944
Чернівці	3.4	1.5	0,43	9.3	8,2	0,88	68	22	6	3	1			53	9.ІХ -31 Х.1961
Херсон	5,4	1.4	0,27	14.2	12.7	0.90	52	25	13	6	3	1		100	14.УІІ -21.Х.19О9
Одеса	5.3	1.3	0,24	15.7	14,3	0.91	50	22	12	8	5	1	2	79	14.7111-31-Х. 1944
Мелітополь	5,4	1.7	0,27	13.9	12,6	0,91	53	27	11	5	2	2		83	10.УІІІ-31Х1902
Сімферополь	5.7	1.4	0,24	11.4	9.4	0,83	67	18	9	4	1	1		82	25 ІН-14 VI 1968
Рис. 3.11.31. Середня тривалість (дні) (а) і
повторюваність (%) (б) посушливих періодів від
декади їх початку.
до 68 %, а періоди тривалістю 10 - 20 днів, шо
співпадають з атмосферною посухою, мають повто-
рюваність від 18 до 27 %. Посушливі періоди три-
валістю 21-30 днів, що передують утворенню грун-
тової посухи, повторюються від 4 до 9 разів за 100
років на Поліссі та Лісостепу та від 9 до 13 разів за
100 років у Степу.
Посушливі періоди тривалістю 31-40 днів, шо зу-
мовлюють грунтову посуху, повторюються до 5 % на
Поліссі і у Лісостепу га до 8 % у Степу. Триваліші
посушливі періоди (41 - 50 днів) бувають з повторю-
ваністю до 1 % на Поліссі і у західному Лісостепу, до
2 % у східному Лісостепу та до 5% у Степу, за винят-
ком його східної (Луганськ) та південної (Сімферо-
поль) частин, де повторюваність таких періодів
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
235
зменшується до 1 %„ Посушливі періоди можуть до-
сягати понад 53 - 60 днів на Поліссі і у Лісостепу (за
винятком Полтави) та 75 - 100 днів у Степу. їх по-
вторюваність становить 2-5 разів за 100 років.
Головна ознака зональної особливості просторо-
вого розподілу цього явиша полягає у поступовому
збільшенні кількості посушливих днів від 21 - 30 на
північному заході до 90-94 днів на півдні. У Криму їх
кількість зменшується до 70 - 75 днів. Широтно-ме-
ридіональний розподіл свідчить про поєднання цир-
куляційних і трансформаційних процесів під час
формування посушливих періодів.
У теплу частину року посушливі періоди за трива-
лістю розподіляються приблизно рівномірно за кві-
тень-липень та за серпень-жовтень. У першу полови-
ну тривалість збільшується від 12 - 15 днів на півночі
і північному заході до 40 днів на півдні. Найдовша
тривалість у цей час відмічається у квітні-травні. За
серпень-жовтень тривалість посушливого періоду
змінюється від 12 - 15 днів на півночі і північному
заході до 45 днів на півдні. У цей час переважають
більш триваті посушливі періоди. Це свідчить про те,
шо у другу половину теплого періоду, порівняно із
першою, посушливість зростає на всій території
країни як за тривалістю, так і за повторюваністю.
Засобами зменшення негативного впливу бездо-
щових та посушливих періодів є зміна структури й
властивостей підстильної поверхні шляхом відповід-
ного обробітку грунту, застосуванням захисних посі-
вів, лісомеліоративними заходами, зрошуваним зем-
леробством тошо. У кожному випадку необхідне
відповідне аїрокліматичне обгрунтування фізичних і
статистичних характеристик бездощових і посушли-
вих періодів.
Суховії можуть проявлятись самостійно, а також бу-
ти супутником бездощових періодів, передвісником та
підсилювачем атмосферної посухи. Атмосферні проце-
си їх виникнення аналопчні процесам утворення без-
дощових періодів. Більшість суховіїв формується у
повітряних масах, шо надійшли з півночі (44 %) або з
північного заходу (10 %). Деяка їх частина зумовлена
повітряними масами, шо перемішуються з Атлантич-
ного океану (20 %), інколи — із Середньої Азії та Іра-
ну (12 %). За рахунок внутрішньомасової трансфор-
мації повітряних мас у малорухливих антициклонах
над східною Європою формується до 14 % суховіїв
136].
Суховій є складним явищем, то поєднує ознаки
сухого повітря з досить високою температурою і
помірною швидкістю перенесення. Можливість їх
виникнення у будь-який час вегетаційного періоду,
різноманітність реакції різних рослин залежно від
фази розвитку та мінливість самого явиша залежно
від причин його виникнення і наступного посилен-
ня, зумовили необхідність розроблення значної
кількості критеріїв суховіїв (85]. Ці критерії, як і
інших посушливих явиш, можна віднести до ге-
офізичних і біофізичних. Геофізичні критерії суховію
визначають особливості стану атмосфери безвіднос-
но до дії на будь-які об'єкти. Біофізичні критерії су-
ховію враховують реакцію біологічного об'єкту
залежно від виду культури, фаззз розвитку, маси рос-
лин та інших особливостей.
Із біофізичних найбільше поширення має критерій
суховію О.О.Цубербіллер |225]. Він враховує дефіцит
відносної вологості повітря о 13 год. за швидкості
вітру до 8 м/с та більше. Реакцію рослин на суховій
у різних фазах їх розвитку відображають окремими
дослідження ми. Іншими критеріями |84| цей недолік
подолано шляхом визначення недепресивної трива-
лості числа днів із суховіями у посушливому періоді
згідно:
у(л)=а(п-ло(т])),	(з.и.і)
де — показник збитковості суховію у значеннях
відносної урожайності; а — коефіцієнт збитковості
суховію; п — загальне число днів із суховієм за
період; п„ - недепресивна тривалість числа днів із су-
ховієм; г) — показник продуктивності польової куль-
тури за температури повітря і кількості опадів у
період із суховієм.
Недепресивна тривалість суховійного періоду виз-
начає той час, який потрібен рослинам на адаптацію
до посушливості атмосфери залежно від фази роз-
витку та вологості грунту. За відповідними парамет-
рами критерій недепресивної тривалості суховійного
періоду увійшов у вигляді блоку (3.11.1) до матема-
тичної моделі "погода-урожай" УкрНДГМІ |86, 91].
Сумарна недепресивна тривалість числа днів із су-
ховієм у посушливому періоді становить для озимої
пшениці 8-9, озимого жита — 8 - 18, ярого ячменю —
8 - 10, вівса - 8, кукурудзи — 24 - 34. проса — 17 -
19, гречки — 25 - 27. Ці параметри у складі моделі
"погода-урожай" дозволяють визначити рівень змен-
шення урожайності за впливом періоду із суховієм
певної тривалості. Зазначимо, що у цих розрахунках
врахована лише сухість повітря за відносної воло-
гості, яка не перевищує 30 % о 13 год, тому що вплив
температури повітря та кількості опадів визначають-
ся показником г/ (3.11.1).
За нсдспресивною тривалістю періоду із суховієм
визначається можливість їх шкодочинності. Більша
частина території за середньої тривалості суховійно-
го періоду до 10 днів вміщує депресивні суховії не
більше 8 %, шо майже не створює несприятливих
умов на Поліссі, у Лісостепу та в західній частині
Степу. Небезпечні суховійні явиша повторюються у
Степу для озимої пшениці, ярого ячменю, вівса не
менше, як у 50 % років. Для теплолюбних культур
(кукурудза, просо, гречка) їх повторюваність стано-
вить 4 - 10 %. Найнесприятливішими для цих куль-
тур є згадані раніше осередки з підвищеною три-
валістю суховійного періоду, де повторюваність їх
може досягати 28%.
За критерієм О.О.Цубербіллер тривалість су-
ховійного періоду значно більша, ніж за геофізичним.
Вона втричі перевищує раніше визначену тривалість.
Причиною цього є більш глибоке і гнучке відобра-
ження дефіциту вологості повітря, ніж за жорстоки-
ми фіксованими значеннями вологості повітря 30 %
та нижче і його температури 25°С і вище.
236
Розподіл на території середньої тривалості су-
ховійного періоду за даними (91] за критерієм
О.О.Цубербіллер, в основному, зберігає тіж самі ри-
си, шо і за геофізичним критерієм (90], хоча їх зна-
чення істотно відрізняються. Загальна тривалість
періоду із суховіями поступово збільшується ВІД 1 1 -
12 днів на північному заході до 72 - 77 днів на
південному сході (рис. 3.11.32). Чітко виділяються
два осередки з максимальними значеннями трива-
лості суховійного періоду. Один із них розташований
у південному Степу та в Криму (60 - 70 днів), а дру-
гий - на крайньому сході (понад 70 днів).
Таким чином, обидва критерії відображають
ступінь суховійності, але відрізняються за значення-
ми. За геофізичним критерієм значенню 10 днів
відповідає 40 днів за критерієм О.О.Цубербіллер.
Розподіл суховіїв протягом вегетаційного періоду
дозволяє визначити ступінь несприятливості його у
певній місцевості. У північно-західній частині щоде-
кади тривалість суховійного періоду становить до І
дня, у східному Лісостепу - до 6 днів (рис. 3.11.33).
Причому більше 2 днів відзначаються із першої дека-
ди травня до першої декади вересня. Починаючи із
третьої декади травня тривалість суховійного періоду
перевищує 3 дні. за винятком першої декади липня. У
Степу з першої декади травня і до першої декади ве-
ресня число днів із суховієм щодекади перевищує 4.
На Поліссі щодекади відзначається до І, інколи до 2
днів із суховієм, у Лісостепу — від 2 до 5, Степу - в
основному, від 4 до 6 і більше.
В усіх зонах простежуються особливості динаміки
щодекадної тривалості суховійного періоду. З першої
декади квітня до середини травня, а в Степу - до
першої декади червня відбувається поступове
збільшення числа днів із суховієм. Дачі настає не-
значний спад. У західній і південно-східній частинах
він досягає мінімуму у другій декаді червня, а в цен-
тральній - у першій декаді липня. Після цього в усіх
зонах відмічається посилення дії суховіїв за їх три-
валістю з максимумом у першій декаді серпня. У
серпні-вересні відбувається різкий спад у цент-
раїьній та південно-східній частинах і повільніший
- у західній.
Повторюваність декадної тривалості підтверд-
жується особливостями динаміки числа суховійних
днів, яка визначає частоту настання суховійних ситу-
ацій. На заході суховії повторюються у квітні 1 раз у
5 років, травні - від 3 до 5 раз за 10 років, червні -
від 2 до 6. липні — 5 - 6, а в серпні і першій декаді
вересня зменшуються від 6 до 4. Наприкінці веге-
таційного періоду їх частота різко зменшується до 4
за 100 років.
У центральній частині території повторюваність
числа днів із суховієм становить від 16 до 47 %. По-
чинаючи з першої декади травня і до першої декади
вересня їх частота коливається у межах від 6 до 9 раз
за 10 років. У другій і третій декадах вересня вона
зменшується до 3 - 4 раз за 10 років.
На південному сході у квітні та в другій декаді тра-
вня повторюваність числа днів із суховієм становить
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
237
Оно іЛкліа!
Полтава
71-------------------------1100 р
Рис. 3.11.33. Середнє число днів із суховієм (а) і їх
повторюваність (%) (б) за період активної вегетації
(з температурою повітря 10еС та вище (за показником
О.О. Цубербі л лер).
40 - 70 %. З першої декади травня до першої декади
вересня, за винятком другої декади травня, повторю-
ваність суховійних періодів коливається від 75 до 100
%, тобто від 8 до 10 раз за 10 років або майже
щорічно тут щодекади відзначаються суховії.
Інформація про суховії має важливе значення для
різних галузей економіки, але найвідчутнішим є їх
вплив у землеробстві і рослинництві внаслідок поси-
леного висушування грунту та шкодочинності польо-
вим культурам. Суховії порушують водний баланс
рослин, призводять до в'янення, пожовтіння і скручу-
вання листя. Значну шкоду суховії спричинюють під
час цвітіння, сприяючи утворенню стерильної зав'язі.
У період формування зерна вони зумовлюють його
запал, шо призводить до істотної втрати урожаю та ін.
Знешкодження та послаблення дії суховіїв
пов'язані з системою заходів, спрямованих на підбір
стійких до суховіїв культур і сортів, обгрунтування
агрофітотехнологій, адаптованих до цього явиша, за-
стосування довготривалих лісомеліоративних заходів,
впровадження зрошуваного землерєібства.
Атмосферна посуха є провідним явищем серед низ-
ки посушливих. За ступенем атмосферної посушли-
вості відзначаються особливості клімату земної кулі
поділом його на арідний, напіварідний, субгумідиий,
гумідний, вологий. За динамікою розвитку атмо-
сферна посуха посилює несприятливі погодні умови,
які викликані бездощовим періодом та суховієм. Си-
ноптичні процеси цих явищ подібні.
Атмосферна посуха (близько ЗО %) виникає під час
зональної циркуляції атмосфери. У цих випадках над
південною частиною північно-східної Європи розта-
шована зона високого атмосферного тиску, шо зу-
мовлена відрогами Азорського і Середньоазіатського
максимумів або декількома малорухливими антицик-
лонами. Такими посухами охоплюються південь Ук-
раїни, Нижнє Поволжя та Казахстан.
Найчастіше (до 70 %) розвиток атмосферної посухи
відбувається внаслідок порушення зонального перено-
су, шо блокується високими малорухливими антицик-
лонами і гребенями. Західне перенесення повітряних
мас набуває меридіональної складової, у результаті
впливу інтенсивного східного струменю по південній
периферії смуги високого тиску, що витягнута у ши-
ротному напрямі. Із південного сходу га із півдня
континентальне полярне повітря, інколи тропічне,
просувається до півночі. Переміщення гребенів відбу-
вається у західному напрямі і перешкоджає зворотно-
му руху повітряних мас та баричних утворень.
У помірному кліматі, посушливість якого є його
сталою ознакою, властивості атмосферної посухи, за
ідеєю В.В.Докучаєва і пропозицією Г.М. Висоцького,
визначають за співвідношенням випаровування та
випарності. Проте труднощі експериментального
вимірювання випаровування та теоретичного його
визначення викликали значну низку критеріїв оцінки
атмосферної посухи від певною мірою фізично об-
ґрунтованих (МІ. Будико, 1956 і ін.), емпіричних (В.
Ланг, 1920; Г.Т.Селянінов, 1932; М М. Іванов. 1941;
Д.І. Шашко, 1958 і ін.) до суто статистичних (Педь
Д.О., 1961 і ін.).
Найбільш повно описує властивості атмосферного
зволоження, у тому числі і атмосферної посухи у
період активної вегетації, гідротермічний коефіцієнт
Г.Т.Селянінова ГГК:
ГТІЇ= ІОЇ.П -.'Ї.Т ,	(3.11.2)
де — кількість опадів за період активної веге-
тації, мм; ХТ — сума позитивних температур "С за
період активної вегетації між датами переходу її че-
рез 10*С навесні і восени.
Порівняно з іншими коефіцієнтами атмосферного
зволоження ГТК має і певні недоліки. До них відно-
сяться жорсткість і однозначність оцінок протягом
періоду вегетації рослин та неможливість застосуван-
ня у період із температурою нижче 10“С. Ці похибки
усуваються водно-термічним коефіцієнтом (ВТК),
який доповнює ГТК за температури повітря нижче
13"С. Він має вид:
ВТК =кТц
Ю(?(Г)£/?
ц,(Т) £т’
(3.11.3)
де кГК - термічна функція швидкості волого-
обміну між атмосферою і підстильною поверхнею;
ХЯ — кількість опадів за досліджуваний період, мм;
ХГ - сума температур ("С) за той же період окремо
позитивних та від'ємних; 0(Т) - функція швидкості
випаровування при заданій температурі Т— порівня-
но з початковою швидкістю за деякої фіксованої
температури; <р(Т) - температурна функція в’язкості
води; 10 — коефіцієнт пропорційності. Значення
термічної функції з підвищенням температури
повітря також збільшується.
238
Між ГТК і ВТК за період активної вегетації існує
тісний зв'язок (коефіцієнт кореляції становить 0,96) га
функціональна залежність у межах температури
повітря від 10 до 13"С. За декадної і місячної темпера-
тури від 2 до 13“С та від - 20 до - 2®С ВТК визна-
чається формулою (3.11.3). За температури, вищої
ІЗ^С, ВТК трансформується до виду ГТК. У межах де-
кадної і місячної температури від - 2 до 2"С значення
ВТК є невизначеними і формула (3.11.3) потребує до-
даткового опрацювання за фізичних умов переходу
води від рідкого до твердого стану. Водно-термічний
коефіцієнт ВТК придатний до застосування в усі се-
зони року із названими та деякими іншими обмежен-
нями: амплітуда коливань середньої місячної темпера-
тури протягом сезону не повинна перевищувати І(УС.
У разі більш значних її коливань та в цілому за рік
ВТК розраховується за формулою виду:
ВТКр — у аі»	(3.11.4)
де а, — ваговий множник тривалості сезону і - го
за відношенням до залученої тривалості періоду роз-
рахунків чи року в цілому.
За допомогою ГТК више 13°С та ВТК нижче 13"С
визначається ступінь атмосферної посушливості, час
її настання і закінчення, тривалість атмосферної по-
сухи. просторове поширення і структура, ступінь її
суворості та інші ознаки. Атмосферна посуха визна-
чається дефіцитом випаровування.
За значеннями ГТК можливість утворення атмо-
сферної посухи різного ступеню суворості за природ-
ними зонами наведено у табл. 3.11.19
Поле повторюваності помірної атмосферної посу-
хи співпадає із дослідженим раніше [36, 87|, хоча
значення повторюваності відрізняються за розбіж-
ністю застосованих критеріїв і різними періодами
(рис. 3.11.34).
У західному і центральному Лісостепу і на Поліссі
повторюваність помірних атмосферних посух стано-
вить 10 - 20 %. збільшуючись до 30 % і навіть до 40 -
45 % на крайньому сході та східному Поліссі і Лісосте-
пу. У північному Степу повторюваність помірних атмо-
сферних посух досягає 35 - 44 %, південному — 56 %,
Криму - 50 %, на Закарпатській низовині — 21 %.
Повторюваність атмосферних посух має складний роз-
поділ із переходом від широтного до меридіонального
та з виділенням осередків мінімумів (менше 10 % у
іахідному Лісостепу та менше 20 % на західному
Поліссі). Максимальна повторюваність помірних по-
сух у південному Степу (більше 50 %). Поряд із ним
межує осередок із відносно низькою повторюваністю
помірних атмосферних посух (менше 40 %), зумовле-
ний впливом Донецької височини та північно-східної
акваторії Азовського моря.
Сувора посуха на Поліссі, у західному і центрально-
му Лісостепу має повторюваність 4 - 9 %, у східному
Іісостепу досягає 18 %, у Степу і Криму 25 - 35 %.
Дуже сувора посуха буває на Поліссі, західному і
нейтральному Лісостепу' із повторюваністю 1- 3 %,
східному Лісостепу - 7 %, у Степу і Криму - 9 - 15 %.
Зі збільшенням середньої тривалості літа змен-
шується значення ГТК (за винятком крайніх зна-
чень), тобто зростає посушливість. Ця залежність не
однозначна, бо не врахована тривалість бездощового
періоду та наявність суховіїв. Такі ознаки, безпереч-
но, мають більш причинно структурувати залежність
між рівнем ГТК і тривалістю літнього сезону. Проте
згадана особливість, за методом Ф.Ф Давітая [78], мо-
же мати важливе прогностичне значення за зв'язком
Таблиця 3.11.19
Повторюваність (%) атмосферної посухи різної суворості за
період активної вегетації
(з температурою повітря 10"С та вище)
Природна зона, регіон		Повторюваність, %		
		коливання		середня
		від	ДО	
Помірна посуха (ГТХ= 0,7*1,0)				
Полісся	західне	17	23	20
	центральне	15	25	20
	східне	25	27	25
Лісостеп	західний	9	12	10
	центральний	17	25	25
	східний	22	42	зо
Степ	північний	35	44	40
	південний	36	56	45
Крим		43	50	45
Закарпаття		21	21	20
Сувора посуха (ГТК=0,5*0,7)				
Полісся	західне	7	8	7
	центральне	6	9	8
	східне	8	10	9
Лісостеп	західний	2	8	4
	центральний	6	10	8
	східний	14	27	18
Степ	північний	17	32	25
	південний	20	41	ЗО
Крим		31	40	35
Закарпаття		8	8	8
Дуже сувора посуха (ГТК=О,3*О,5)				
Полісся	західне	1	3	2
	центральне	1	4	2
	східне	3	4	3
Лісостеп	західний	0	2	1
	центральний	2	4	3
	СХІДНИЙ	4	8	7
Степ	ПІВНІЧНИЙ	7	10	9
	південний	8	22	12
Крим		10	20	15
Закарпаття		2	2	2
тривалості періоду активної вегетації та ступеню йо-
го посушливості або зволоження.
Внутрішньосезонний розподіл атмосферного зво-
ложення за декадними значеннями ГТК та ВТК, шо
враховує також температуру повітря від 2 до І0“С на-
весні і восени, у Львові коливається у межах від не-
достатнього до надмірного (рис. 3.11.35). Недостатнє
зволоження відзначається у другій декаді квітня, а
потім у першій декаді серпня і пізніше ще у вересні-
жовтні (6-ти декадах) за чергуванням із надмірним
(2 декада серпня і 2 декада вересня) га недостатнім
(З декада жовтня) зволоженням. Тобто, за середніми
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
239
52
24
ЗО
36
декадними даними у Львові, як і уцілому у західно-
му Лісостепу, посушливі умови не відзначаються. У
Полтаві рівень атмосферного зволоження коли-
вається у межах від суворо посушливого (0,5) до
надмірного (1,4). Протягом всього теплого періоду,
за винятком першої декади липня та третьої декади
жовтня, відзначається недостатнє зволоження у 9 де-
кадах, помірна атмосферна посуха також у 9 дека-
дах та сувора посуха у першій декаді серпня. Схожий
розподіл притаманний всьому східному Лісостепу. У
Луганську весь теплий період є посушливим. Недо-
статнє зволоження спостерігається у першу полови-
ну від березня до липня (у 6 декадах). Помірна посу-
ха чергується із недостатнім зволоженням і суворою
посухою у 14 декадах. Сувора посуха буває у перших
декадах серпня та вересня.
В усіх зонах друга половина періоду активної веге-
тації є більш посушливою порівняно з першою. Вес-
няний сезон зазвичай розпочинається за недостатнь-
ого атмосферного зволоження, яке послаблюється
або зникає у другій половині квітня. У першій-другій
декадах травня атмосферна посуха дешо поси-
люється, потім знову послаблюється у різних зонах із
достатнім і недостатнім зволоженням або навіть із
помірною посухою у східному Лісостепу та Степу. У
першій декаді серпня в усіх зонах відзначається
мінімальне або близьке до нього значення атмосфер-
ного зволоження. За ним настає найбільш посушли-
во-ймовірний період, шо охоплює і осінній сезон. У
цей час можуть утворюватись умови, які викликають
атмосферну посуху у наступний вегетаційний період.
Ступінь ціє?посушливості зумовлений рівнем зволо-
ВТК______________Львів
5------------------------
4.5 
4 
3.5 -
З 
Полтава
5
4.5
4
3.5
з
2.5
Рис. 3.11.35. Динаміка атмосферного зволоження
за ВТК (ГТК) за вегетаційний період
(з температурою повітря 5°С та вище).
240
ження грунту та кількості опалів навесні.
За даними 1.0.Боннського [36] та наведеними
визначаються посухи сезонні, міжсезонні, за теплий
та холодний періоди, а також за вегетаційний та
період активної вегетації відповідно до поділу аг-
рокліматичних ресурсів (табл. 3.11.20).
Місцеві та зональні атмосферні посухи виника-
ють переважно у Степу навесні та восени з часто-
тою близько ЗО разів за 100 років. Літні місцеві ат-
мосферні посухи у Степу являють собою рідкісні
явища, близько 10 разів за 100 років. Літні зональні
посухи у Степу за частотою дешо перевищують вес-
няні та осінні, але істотно від них не вирізняються.
Серед міжзональних атмосферних посух одночас-
но у Степу і Лісостепу істотну частоту мають літні
(45 разів за 100 років).
Таблиця 3.11.20
Класифікація атмосферних посух і їх повторюваність (%)
(заданими І.О.Боннського)
Атмосферна посуха	Місцева	Зональна	Міжзональна			
	Степ	Степ	Степ, Лісостеп	Степ, Лісостеп. Полісся	Степ, Лісостеп, Закарпаття	Вся територія
Весняна	32	ЗО	18			4
Літня	10	33	45	1	3	2
Осіння	36	23	12	1		
Теплий період	34	35	4			
Весняні та осінні посухи відзначалися 12-18 разів
за 100 років. Почергово охоплення атмосферною по-
сухою Степу, Лісостепу і Полісся є рідкісним яви-
щем (1 раз за 100 років). Разом з тим, виділяється та-
ка особливість, як поєднання атмосферної посухи у
Степу. Лісостепу та Закарпатті (тричі за 100 років).
Такий перебіг свідчить про відповідне поширення
атмосферних посух західного походження. Одночас-
не охоплення всіх зон окремими сезонними атмо-
сферними посухами є рідкісним явищем (до 4 раз за
100 років).
Атмосферна посуха є збитковим явищем для
сільськогосподарських культур. За модеддю "погода-
урожай" [85] вперше були визначені, обґрунтовані,
пройшли виробничі випробування в Україні і у ряді
«рубіжних країн критерії атмосферної посухи для
більшості польових культур. Вони визначають її
вплив через відхилення температури повітря і
кількості опадів віл їх оптимальних значень у всі
періоди вегетаційного циклу. Ступінь посушливості
оцінюється за допомогою коефіцієнту продуктив-
ності польової культури у моделі "погода-урожай"
разом із сукупністю інших факторів відносно до
максимальної урожайності. Така оцінка визначається
як часткова сприятливість клімату стосовно окремої
польової культури.
Критичні значення температури повітря і кідькості
опадів щодо атмосферної посухи є критерієм її су-
ворості (табл. 3.11.21). Згадані показники оцінюють
вплив тільки температури повітря і кількості опадів.
Таблиця З.і 1.21
Критерії суворості атмосферної посухи за різні періоди
вегетаційного циклу провідних польових культур
Польова культура	Середня температура повітря ( *С) і кількість опадів (мм) за періоди із різною суворістю атмосферної посухи											
	квітень-травень						липемь-серпень					
	помірна		сувора		Дуже сувора		помірна		сувора		дуже сувора	
	с	ММ	•с	ММ	с	ММ	с	ММ	С	ММ	с	ММ
Озима пшениця	10і	32 і	12і	10і	141	з1	20	27	21	7	22	2
Ярий ячмінь	8	35	10	18	12	10	>19=	<102				
Кукурудза	10	48	12	22	14	13	203	253	213	103	223	б3
Цукровий буряк	154	184	174	О4			17	65	18	15		
Примітка: 1 критерій за бере ієні,-травень; 2 - критерій за
липень; 3 - критерій за серпень; 4 - критерій за травень.
Ступінь впливу помірної атмосферної посухи за
вегетаційний цикл окремих польових культур разом
із частковою щодо них оцінкою сприятливості
клімату у значеннях відносної урожайності наведено
у табл. 3.11.22.
Таблиця 3.11.22
Оцінка продуктивності польових культур за вегетаційний цикл
та повторюваність (%) кліматичних умов сприятливості і
посушливості
Природна зона, вся територія України		Середня продук тив- ність	Повторюва- ність умов, %			Середня продук тив- ність	Повторюва- ність умов, %		
			сприятли- вих	задовільних	помірно-по- сушливих		сприятли- вих	X і §	помірно-по- сушливих
			86- 100	66- 85	36- 65		86- 100	66- 85	36- 65
Озима пшениця						Ярий ячмінь			
Полісся		84	52	48		87	74	26	
Лісо- степ	західний	83	45	55		89	88	12	
	центральний	89	51	48	1	87	67	33	
	східний	81	36	62	2	84	53	45	2
Степ	північний	83	41	56	3	82	42	50	8
	південний	85	64	34	2	80	31	63	6
Україна		87	48	51	1	84	52	41	7
Ранньостигла кукурудза						Середньостигла кукурудза			
Полісся		86	67	32		90	85	15	
Лісо- степ	західний	87	69	27	40	88	74	22	
	центральний	82	48	47	5	88	72	26	2
	східний	77	31	55	14	84	57	38	5
Степ	північний	69	12	46	41	77	34	50	16
	південний	61	2	43	54	71	12	56	32
Україна		75	43	38	17	79	43	36	21
Багаторічні трави						Цукровий буряк			
Полісся		68	7	53		82	зо	70	
Лісо- степ	західний	64	3	42		80	20	80	
	центральний	63	0	45	55	84	40	60	
	східний	57	0	14	86	81	зо	67	3
Степ	північний	62	0	40	60	76	22	65	13
	південний	72	8	69	22	70	3	62	35
Україна		65	7	40	52	75	22	74	4
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
241
Атмосферна посуха, яка впливає на озиму
пшеницю, у природних зонах повторюється до 3 %. За
такої повторюваності кліматичні умови забезпечують
у середньому отримання 81 - 89 % урожаю від
максимально можливого, за сприятливих умов у 36 -
64 % років і задовільних - у 34 - 62 % років.
Агрокліматичні умови впрошування ярого ячменю
забезпечують у середньому 80 - 89% максимального
урожаю якщо ЗІ - 88 % років із сприятливими
умовами, 12 - 63 % років із задовільними та 2 - 8 %
з помірною атмосферною посухою у Степу. Ці дві
зернові культури порівняно з іншими є найадапто-
ванішими до погодних умов.
Атмосферна посуха дія ранньостиглої кукурудзи
повторюється від 5 % років у центральному Лісосте-
пу до 54 % у південному Степу. Значно менше (від 2
до 32 % років) посушливі умови створюються для се-
редньостиглої кукурудзи.
Цукровий буряк за вегетаційний цикл в основних
районах вирощування не зазнає впливу атмосферної
посухи за винятком східного Лісостепу (3 %), у Сте-
пу його ушкодження становить від ІЗ до 35 % років.
Збитки від атмосферної посухи визначаються її су-
ворістю та зменшенням продуктивності галузі. За
моделлю "погода-урожай" у землеробстві та рослин-
ництві збитковість атмосферної посухи оцінюється
коефіцієнтом продуктивності за кожний період веге-
таційного циклу та за всю вегетацію (84|. Помірна
посуха зменшує урожай на 35 %, сувора на 65. дуже
сувора - на 85 %.
Найвідчутніші посухи за останні ЗО років відзнача-
лись у 1972, 1975, 1979, 1981, 1983, 1986, 1996 та
1999 рр. Вони мали комплексний характер, але
початком їх були тривалі атмосферні посухи. їх збит-
ковість досягала понад ЗО % недобору урожаю, що
становило близько 10-12 мли. тонн і більше.
Засоби передбачення та попередження атмосфер-
них посух а також послаблення їх збитковості ста-
новлять складну проблему, пов'язану із сезонним
прогнозуванням і зміною властивостей підстильної
поверхні.
Ґрунтова посуха виникає після досить тривалої ат-
мосферної посухи або внаслідок недостатнього зво-
ложення фунту у передпосівний період у разі виснаж-
ливого водоспоживання попередника і недостатньої
кітькості опадів чи невідповідної агрокліматичним
умовам системи обробітку грунту. Ґрунтова посуха
може відзначатися в орному шарі (0 - 20 см), у шарі
зосередження кореневої системи рослин (0 - 50 см), у
метровому шарі (0 - 100 см) та за іншим розподілом.
За початок помірної грунтової посухи прийнято
запаси продуктивної вологи у грунті на рівні 85 %
оптимального зволоження для відповідної фази роз-
витку певної польової культури. Сувора посуха
відзначається за 65 % цього зволоження, а дуже су-
вора - 35 %. Ґрунтова посуха може утворитися на
відповідному агрофоні, який ще не зайнятий посіва-
ми (пар, зяб, поле після попередника тощо). У таких
випадках її критерієм є ступінь зволоження грунту
відносно найменшої вологоємності з урахуванням
наступної водопотреби планованої культури. За да-
ними |40, 78) на таких агрофонах помірна посуха пе-
ред сівбою відзначається за зволоженням шару грун-
ту 0 - 20 см на рівні 55 % найменшої вологоємності,
0-50 см - 50 %. 0 - 100 см - 40 %. Навесні ці зна-
чення збільшуються на 20 - 30 % залежно від шару
грунту. Узагальнені за роботами (40, 78, 82| критерії
грунтової посухи у відносних одиницях водопотреби
рослин та найменшої вологоємності наведено у
табл. 3.11.23.
Таблиця 3.11.23
Критерії (у відносних одиницях) .	свої посухи у різних шарах
У
Тип • ової посухи	Критерій, відносні одиниці			
	від макси- мальної урожайності	від найменшої вологоємності		
		рано навесні	ПІЗНО восени	на початку сів- би озимих
У шарі	у 0-20 см				
Помірна		1.30	0,85	0,55
Сувора		1,00	0,65	0,40
Дуже сувора		0,50	0,35	0,30
У шарі	у 0-50 см				
Помірна		1.05	0,85	0,50
Сувора		0,80	0,65	0,35
Дуже сувора		0,45	0.35	0,20
У шарі • у 0-100 см				
Помірна	0,85	0,85	0,50	0,40
Сувора	0,65	0,65	0,40	0,30
Дуже сувора	0,35	0,35	0,20	0,15
За особливостями динаміки запасів продуктивної
вологи (87| та водоспоживання польових культур у
річному ЇХ ході відзначаються один максимум (на-
весні) та два мінімуми. Перший із них відноситься до
періоду дозрівання культури. Другий, найчутливіший
до посушливості, в озимих культур настає перед
сівбою після збору попередника. Головною ознакою
декадної динаміки запасів продуктивної вологи по
нспаровому попереднику є низький рівень зволо-
ження грунту перед сівбою та поступове його підви-
щення до кінця осені. Ця особливість визначається в
усіх зонах. Поряд із нею щодекадно змінюється і по-
вторюваність грунтової посухи. Перед сівбою у
другій декаді серпня помірна посуха у шарі 0 - 20 см
може повторюватись від 15 % (Оброшино) до 84 %
(Луганськ). Сувора посуха змінюється від 5 до 57 %,
а дуже сувора - від І до 35 %. Кінець серпня - по-
чаток вересня є найбільш ймовірним періодом ви-
никнення грунтової посухи на посівах озимини у
шарі ґрунту 0-20 см. Надалі зі збільшенням запасів
продуктивної вологи декадне виникнення грунтової
посухи зменшується. У Передкарпатті вона зовсім
зникає, у Лісостепу і Степу наприкінці осені повто-
рюваність такої посухи зменшується вдвічі порівня-
но з кінцем серпня і досягає 22 % у Полтаві та 40 %
у Луганську, підтверджуючи значний рівень посуш-
ливості у цих місцевостях.
Інший, найчутливіший до грунтової посухи, період
у всіх польових культур пов'язаний із максимальним
водоспоживанням. Він припадає на час цвітіння, ут-
ворення зав'язі, формування плодів, коли рослини
242
мають найбільшу фітомасу. У різних культур такий
час календарно не співпадає, але, за певних узагаль-
нень, спільним для них є період червень - серпень.
Співставлений дат настання фаз розвитку з макси-
мальною фітомасою, максимальною водопотребою і
найбільшим водоспоживанням із значеннями воло-
гозапасів у грунті у такі періоди дозволяє визначити
ступінь вразливості польових культур (озимої пше-
ниці, ярого ячменю, кукурудзи, цукрового буряка)
грунтовою посухою (табл. 3.11.24). Для порівняння
наведено також дані під найбільш розповсюдженими
агрофонами (зяб навесні та непарові попередники
напередодні сівби).
У декаду колосіння озимої пшениці помірна грун-
това посуха може відзначатися від 5 до 12 % на
Поліссі га в Лісостепу і від 15 до 24 % у Степу. Су-
вора грунтова посуха має повторюваність від 2 до 7
% на Поліссі та в Лісостепу і від 8 до і 1 % у Степу.
Можливість виникнення дуже суворої грунтової по-
сухи під озимою пшеницею у декаду колосіння ста-
новить до 6 % на По-
ліссі і в Лісостепу та 5
- 6 % у Степу. Озима
пшениця може підпа-
дати під дію грунтової
посухи 1-2 рази за 10
років у період цвітіння.
Під час колосіння
ярого ячменю помірна
грунтова посуха на
Поліссі і у Західному
Лісостепу може повто-
рюватись 17 - 32 %,
центральному і східно-
му Лісостепу та Степу
— 40-60 %. Сувора гру-
нтова посуха у цих зо-
нах відмічається від-
повідно у 10 - 20 та 32
- 43 %. Дуже сувора
грунтова посуха має
повторюваність 3 - 7 га
12 - 18 % відповідно.
Піл час колосіння яро-
го ячменю ґрунтова
посуха буває 2-3 рази
за 10 років у зоні до-
статнього зволоження
та 4 - 6 разів за 10 ро-
ків у зоні недостатньо-
го зволоження а також
посушливій. Ця особ-
ливість позначається
на загальному рівні
урожайності ячменю
його зменшенням по-
рівняно з господарсь-
ким максимумом.
Період викидання
волоті у кукурудзи
охоплюється помірною
Таблиця 3.11 24
Характеристика свої посухи у період максимального водоспоживання провідних польових культур
та на агрофонах перед сівбою
Природна зона, регіон		Запас продуктивної' вологи у шарі	у 0-100 см, мм				Повторюва- ність - О- вої посухи, %			Запас продуктивної вологи у шарі - у 0-100 см, мм				Повторюва- ність	о- вої посухи, %		
		опти- мальний	коливання		середній	помірної	сурової	дуже суворої	опти- мальний	коливання		середній	помірної	сурової	дуже суворої
			.3 аз	О Сї						3 а	а				
Озима пшениця, колосіння (1 декада червня)									Ярий ячмінь, колосіння (2 декада червня)						
Полісся	західне	60	92	136	110	10	6	3	90	83	146	115	25	15	7
	центральне	во	127	145	140	10	6	4	95	88	125	105	32	20	7
	східне	80	114	160	130	12	7	3	95	93	142	115	25	16	5
Лісостеп	західний	75	128	226	150	7	4	1	100	100	217	150	17	10	3
	центральний	75	65	131	100	20	11	5	110	56	125	90	53	35	13
	СХІДНИЙ	75	58	98	90	24	10	6	110	40	123	80	60	43	18
Степ	північний	60	51	98	80	20	10	5	70	35	70	60	50	40	17
	південний	50	46	105	60	18	10	6	50	32	87	50	40	32	12
Крим		50	36	96	70	15	8	5	50	37	64	40	42	32	12
Закарпаття		60	94	173	160	5	2	0	90						
Кукурудза, викидання волоті (2 декада липня)									Цукровий бурі нижнього листя			як, пожовтіння 1 декада серпня)			
Лісостеп	західний	130	131	196	150	15	5	2	130	91	244	140	15	7	1
	центральний	130	105	161	130	20	10	3	130	61	122	80	80	55	10
	східний	130	80	152	110	50	24	5	130	41	95	70	90	70	40
Степ	північний	90	62	120	90	40	20	7	130	42	78	60	95	60	25
	південний	70	60	116	80	25	15	5							
Крим		70	60	108	70	35	23	7							
Закарпаття		130	91	185	170	4	3	0							
Зяб (1 декада квітня)									Непарові попередники (3 декада серпня)						
Полісся	західне	190	142	240	190	1-4			190	84	166	130	17	6	1
	центральне	200	180	198	190	0-3			200	129	166	130	18	8	2
	східне	180	161	217	190				180	96	113	100	28	17	4
Лісостеп	західний	220	142	280	190	0-4			220	105	230	140	17	8	1
	центральний	180	141	191	170	0-5			180	89	139	100	29	17	4
	східний	180	142	185	160	0-11			180	64	98	80	42	27	7
Степ	північний	170	126	178	150	0-15			170	56	89	70	48	ЗО	9
	південний	160	111	157	125	0-13			160	37	75	50	52	48	20
Крим		150	110	162	130				150	38	38	40	62	52	26
Закарпаття		200							200	140	140	140	17	5	1
грунтовою посухою від 4 до 20 % у Закарпатті і
західному та центральному Лісостепу та від 25 до 50
% у східному Лісостепу і Степу. Сувора грунтова по-
суха повторюється 3 - 10% за 15 -24% відповідно у
цих місцевостях. Дуже сувора посуха для кукурудзи у
цей час досить рідкісне явише. У Степу її повторю-
ваність не перевищує 7 %.
Цукровий буряк під час найбільшого водоспожи-
вання (перша декада серпня) може підпадати під дію
помірної фунтової посухи у 60 - 80 %, за винятком
західного Лісостепу, де повторюваність становить
лише 15%. Сувора грунтова посуха досягає 55 - 70 %,
а дуже сувора 10 - 40 % у центральному і східному
Лісостепу та у північному Степу.
Таким чином, за розглянутими декадними даними,
у період максимального водоспоживання найбільше
ушкоджується грунтовою посухою цукровий буряк у
центральному, східному Лісостепу та північному
Степу (80 - 90 %). До 40 - 50 % років у цих зонах
створюються посушливі умови для кукурудзи та до
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
243
43 % для ячменю. Для всіх культур найбільш посухо-
небезпечними у різні періоди є східний Лісостеп та
Степ. Така ж особливість притаманна і агрофону за
непаровими попередниками перед сівбою озимини.
Зяблеві поля навесні вражаються посухою неістотно.
Особливості просторового га часового розподілу
грунтової посухи надають підстави для обгрунтуван-
ня посуховитривалих агрофітотехнологій та систем
землеробства з акцентуванням зональних особливос-
тей динаміки цього явища.
Загальна посуха. Визначається як сукупність атмо-
сферної і грунтової посухи для польових культур.
Посушливі явища у різних середовищах розгляда-
ються окремо та за незіставимі періоди: атмосферна
посуха — за вегетаційний цикл, грунтова — за окремі
декади. У першому випадку відзначається тенденція
до зниження повторюваності за рахунок значної три-
валості періоду. У другому — навпаки, має місце тен-
денція завищення повторюваності внаслідок корот-
кого інтервалу часу та неврахування сумісної дії ста-
ну атмосфери та грунту на рослини. Взаємодія цих
середовищ може і посилювати і послаблювати адап-
тивні .властивості рослин і шкодочинність сумісного
впливу явиш.
Часткове врахування адаптивних властивостей
відзначено поєднанням недепресивної тривалості су-
ховіїв із фоновим впливом температури повітря і
опалів за показником п [формула (1)|. Послаблення
шкодочинності атмосферної посухи відбувається за
значного зволоження грунту, а ґрунтової посухи —
випаданням опадів та зниженням температури
повітря за межами відповідної декади. Відзначена
неузгодженість властивостей атмосферної і фунтової
посух у дії на польові культури описується [84) у ви-
гляді:
^=П([Г)Р+П(Г)П(/?)[1-у(л)](1-Р),	(3.11.5)
де С — комплексний показник збитковості посуш-
ливих явищ в одиницях відносної урожайності; г)(И7
— коефіцієнт продуктивності польової культури за
зволоженням грунту И7; р — ваговий множник; х\(Т),
г\(К ) — коефіцієнти продуктивності польової куль-
тури за температурою повітря Ті кількістю опадів А;
у(п) — показник збитковості суховіїв за (3.11.1).
Одночасне настання атмосферної та грунтової по-
сухи як загальної помірної у Степу становить 20 %, а
на Поліссі та в Лісостепу взагалі не відмічається. В
Україні загальна посуха досягає 5 %, тому важливою
її ознакою є неперервна тривалість. У Кирилівиі
фунтова посуха може фивати 12 днів за повторюва-
ності загальної помірної посухи 20 %. У країні з 5 %-
ною повторюваністю загальної посухи її фунтова
складова може тривати від 1 до 24 днів, у Глухові і
Тернополі — 2 - 3 дні. Отже, дослідження загальної
посухи повинно враховувати характеристики її скла-
дових та сукупні ознаки, за якими буде змінюватись
збитковість.
Загальна посуха має такі ж класифікаційні ознаки
просторового і часового характеру як атмосферна та
фунтова.
Висновки.
Посушливі явища виникають за особливого стану
атмосфери, зумовленого антициклонічним характе-
ром синоптичних процесів та тривалою трансфор-
мацією малорухливих повіфяних мас на значній те-
риторії. (Зони є складним комплексом пов'язаних
між собою динамічних процесів, що визначаються у
вигляді бездощового періоду, суховію, атмосферної
посухи, фунтової посухи та поєднуються загальною
посухою.
Важливими характеристиками посушливих явиш є
дефіцит вологи в атмосфері та в підстильній поверхні,
час їх початку, закінчення, фивалості, повторюваність
та просторовий розподіл. Ці ознаки зосереджені у кла-
сифікації посушливих явищ і оцінюються за допомо-
гою коефіцієнта атмосферного зволоження, показ-
ників і властивостей фунтового зволоження, потреби і
водоспоживання польових культур, показників неде-
пресивної тривалості суховія та ін. їх сукупний вплив
на об’єкти визначається модельними засобами оцінки
у значеннях відносної урожайності. Тривале недо-
статнє зволоження середовища, підвищена його тем-
пература, посилена сонячна радіація викликають де-
пресивний стан сільськогосподарських культур, змен-
шення продуктивності їх і втрати (недобір) урожаю.
Атмосферну посуху за теплий період (квітень-жов-
тень) поділяють на весняну, літню, осінню, а за по-
ширенням - на місцеву, зональну і міжзональну, та
континентальну і глобальну. Місцевії атмосферна
посуха майже щороку виникає у південному Степу,
на узбережжях Чорного і Азовського морів. Зональ-
на посуха 1 раз у 2 - 3 роки охоплює в основному
Степ. Міжзональна розповсюджується на Лісостеп, а
також на Полісся та Закарпаття. Атмосферну посуху
за ступенем згубного впливу поділяють на: помірну,
сувору і дуже сувору.
Незалежно від посух, а найчастіше — разом з ни-
ми, шкоду рослинам наносить також суховій, якшо
протяжність періоду з ним перевищує недепресивну
фивалість.
Грунтова посуха виникає після тривалої дії атмо-
сферної посухи або незалежно від неї внаслідок не-
достатнього зволоження фунту. Її поділяють на
місцеву, зональну і міжзональну. У шарі фунту 0-20
см посуха найчастіше охоплює посіви озимини у
Степу, на сході і південному заході у Лісостепу.
Шкодочинність фунтових посух визначається за сту-
пенем задоволення потреб рослин у водоспоживанні
та за рівнем зволоження фунту відносно найменшої
вологоємності. Грунтова посуха у шарі фунту 0-20
см відзначається як помірна, якщо запаси продук-
тивної вологи менше 18 мм, сувора - менше 12 мм.
луже сувора — менше 6 мм. У метровому шарі фунту
недостатнє зволоження під озимими перед сівбою
має той же територіальний розподіл, що і атмосфер-
на та грунтова посухи орного шару.
Осередком виникнення, поширення і динаміки
фунтової посухи для озимини (впродовж атмосфер-
ної посухи) у переважній більшості випадків є
південний Степ. Далі вони поширюються на
північний Степ і Лісостеп та Полісся. Разом з тим, в
244
окремі роки, залежно віл розподілу опалів, сонячної
радіації та тепла, термінів сівби та інших особливос-
тей агрофітотехнологій, грунтова посуха може вини-
кати у Лісостепу, особливо в його східній або півден-
но-західній частинах. Найвразливішим дія грунтової
посухи є орний шар ґрунту перед сівбою та на час
осінньої вегетації, особливо у Степу внаслідок недо-
статнього зволоження всього метрового шару грунту.
Навесні ймовірність грунтової посухи вдвічі-втричі
зменшується порівняно з осінніми умовами, але за-
лишається сталою ознакою клімату, шо має врахову-
ватись землеробством. З наближенням озимини до
максимального водоспоживання повторюваність
ґрунтової посухи збільшується, досягаючи частоти 1
раз за 3 - 5 років.
Навесні перед сівбою ярих можливість фунтової
посухи в орному шарі грунту є явищем випадковим.
Її повторюваність у будь-якій зоні України не пере-
вищує 4 %. Суворої грунтової посухи за 50-річний
період не зафіксовано. У метровому шарі на початку
квітня повторюваність ґрунтової посухи становить у
південному Степу 22 %, північному Степу 10 %, Лісо-
степу і на Поліссі - 6 - 8 %. За всю вегетацію ранніх
ярих зернових культур частота ґрунтової посухи дешо
зростає порівняно з весняним сезоном. У південному
Степу її повторюваність становить 24 %, північному
Степу - 12 %, Лісостепу і на Поліссі — 15 %. Це
свідчить про тс. що весняна посуха зазвичай продов-
жується і у літній сезон, поглиблюється за інтен-
сивністю і поширюється у просторі. Окрім цього, у
весняно-літній сезони виникає грунтова посуха, оз-
нак якої навесні не було помітно. У Лісостепу літня
посуха має ту ж частоту, шо і весняна.
Помірна атмосферна посуха протягом вегетації
зменшує урожай на 35 %, сувора — на 65, дуже сувора
— на 85 %. Помірна грунтова посуха зменшує урожай
на 15 %, сувора - на 35 % і дуже су-
вора на - 65 %. Тому оцінка агроме-
теорологічних умов під час вегетації
польових культур за допомогою ко-
ефіцієнта продуктивності їх стосовно
атмосферних чи грунтових умов одно-
часно визначає і шкодочинність за
відповідну' декаду, місяць, міжфазний
період чи за всю вегетацію з урахуван-
ням внеску відповідного періоду у
весь вегетаційний цикл.
Агрометеорологічні засоби змен-
шення шкодочинності атмосферної і
фунтової посух полягають у повсяк-
денному відстеженні агрометеоро-
логічних умов на засадах спеціальних
їх оцінок, прогнозів і визначення ре-
комендацій щодо корегування аг-
рофітотехнологій. Система цих за-
собів створює агрометеорологічні
стратегії адаптації землеробства до
посушливих явищ у складі їх моніто-
рингу. Першочерговим заходом у
такій системі може бути визначення
агрометеорологічної спрямованості
сівби, особливо озимих культур. За цією стратегією
мають оцінюватись щорічні доцільність, сортовий
склад і оптимальний термін сівби. її спосіб, глибина,
норма висіву та інші характеристики.
Агрокліматичні проблеми адаптації землеробства
до мінливого і недостатнього зволоження вмішують
агрокліматичні класифікації сівозмін, основного об-
робітку грунту, удобрення, меліоративнггх заходів,
насінництва тощо.
3.12. МІКРОКЛІМАТИЧНІ ОСОБЛИВОСТІ
ОКРЕМИХ ТЕРИТОРІЙ
Дія характеристики кліматичних умов окремих те-
риторій — від Землі у цілому до невеликих дітяпок —
застосовують поняття макроклімат (клімат земної
кулі, материків, океанів, природних зон), ме-
зоклімат, мікроклімат, наноклімат (табл. 3.12.1).
Особливо велике науково-теоретичне та приклад-
не значення має дослідження мікроклімату.
Клімат, що виникає у приземному шарі повітря під
впливом процесів, які відбуваються в атмосфері, і зу-
мовлений неоднорідністю підстильної поверхні, ство-
рює мікроклімат даної території.
Основою формування мікроклімату є головним
чином характер підстильної поверхні — насамперед
рельєф місцевості, шорсткість міст з їх специфічним
альбедо та підвищеним рівнем забруднення повітря,
водойми, річки, ліси, сади, лісозахисні смути, сільсь-
когосподарські угіддя великої площі, райони зрошу-
ваного землеробства та ін. Мікрокліматичні процеси,
які відбуваються в умовах різних природних та ант-
ропогенно змінених ландшафтів, перебувають у
постійній взаємодії. Прикладом такої взаємодії мо-
жуть бути мікрокліматичні особливості прибережних
зон різних водойм.
Таблиця 3.12.1
Критерії визначення мезо-, мікро* та наноклімату
Неоднорідність підстильної поверхні		Масштаб	
тип	характеристика	горизон- тальний	верти- кальний
Мезоклімат			
Гірський рельєф	Система гір	до 100 км	до 1000 м
Горбистий рельєф	Масиви площею > 100 км’		
Річки	Ширина > 1 км		
Озера, моря, океани	Площа дзеркала >50-100 км’		
їрунтово-рослинмий покрив	Масиви площею І 100 км’		
Велике місто	Райони міста		
Мікроклімат			
Гірський рельєф	Окремі ділянки	2 * о §	до100-200м
Горбистий рельєф	Окремі горби або група горбів		
Річки	Ширина 5 1 км		
Озера, ставки	Площа дзеркала 5 50 км’		
¥	ово-рослинний покрив	Масиви площею <100 км’		
Місто, селище	Частини окремих масивів, окремі будинки, вулиці		
Наноклімат			
Мікропідвищення і мікропониження (горби, грудки, боріздки, западини)	Окремі нерівності з перепадом висот, які вимірюються одиницями та десятками см	до 1-3 м	до 0.5 м
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
245
Мікрокліматичні контрасти метеорологічних вели-
чин залежать віл географічного положення га погод-
них умов в окремі сезони року. Вони простежуються
не тільки по горизонталі, а й по вертикалі, що зумов-
люється турбулентним теплообміном. Найвищих
значень контрасти досягають у ясну безвітряну пого-
ду, коли вдень виникає значна різниця між складо-
вими радіаційного і теплового балансу неоднорідних
підстильних поверхонь. Вночі контрасти формують-
ся внаслідок відмінності радіаційного випроміню-
вання та стікання холодного повітря. Вирішальну
роль разом з тим відіграє форма рельєфу.
Формуючись на фоні зональних кліматичних умов,
мікроклімат кожного окремого регіону, місцевості
постійно взаємодіє з кліматом навколишньої території.
Під час взаємодії між окремими ділянками земної
поверхні відбувається мікротрансформація приземно-
го шару повітря. Інтенсивність взаємодії приземного
шару повітря над окремими ділянками залежить від
ряду чинників - будови і стану діяльної поверхні,
співвідношення між сонячною і хмарною погодою,
коефіцієнта турбулентності та параметра шорсткості,
які у с'вою чергу змінюються на території залежно від
швидкості та напряму вітру, а все не зумовлює
співвідношення у значеннях метеорологічних величин
різних ділянок, зміну мікрокліматичних контрастів.
Кількісні значення мікрокліматичних відмінностей
на невеликих відстанях часто бувають більші, ніж
відповідні відмінності між різними кліматичними зона-
ми 1186]. Так, горизонтальний градієнт (на 10* пн.ш.)
прямої сонячної радіації, радіаційного балансу,
фотосинтетично активної радіації приблизно у 10 раз
менший, ніж максимальна мікрокліматична різниця
між сусідніми південними та північними схилами під
кутом нахилу 10". Близьке до цього співвідношення
зберігається і для показників термічного режиму
повітря та поверхні грунту. Дещо менші відмінності
відзначаються дія температури грунту на глибині 20
см, де мікрокліматична мінливість перевищує широт-
ний ірадієнт у 3 - 5 разів.
Мікрокліматичні особливості певних територій
(міст, садів, водойм і т. ін.) враховують у різних га-
лузях економіки.
3.12.1. Мікроклімат міста
Клімат міста формується у результаті взаємодії ат-
мосферних процесів і локальних особливостей само-
го міста. Відмінності погодних умов міста та замісь-
кої території зумовлені властивостями підстильної
поверхні та фізичним станом атмосфери (теп-
лофізичні та гідродинамічні контрасти). Чим більша
різниця характеристик підстильної поверхні у місті
та за його межами, тим сильніше проявляються
мікрокліматичні неоднорідності. Найбільші розбіж-
ності кількісних характеристик окремих метеоро-
логічних величин у місті а також між містом та при-
леглою місцевістю спостерігаються за умови анти-
циклональної погоди.
Мікрокліматичні особливості міста тісно пов'язані
з його географічним положенням і фізико-геог-
рафічними умовами місцевості, різноманітністю
ландшафтів, щільністю забудови міста та її висотою,
співвідношенням твердого покриття та озелененої
території. Мікрокліматичні неоднорідності виника-
ють також і внаслідок впливу водойм.
Антропогенний вплив міста на мікроклімат зумов-
лений промисловим виробництвом, роботою транс-
порту, теплових електростанцій тощо. Газоподібні та
аерозольні викиди в атмосферу впливають на
кількісні показники метеорологічних величин.
Об'єми викидів у повітря значною мірою залежать
від чисельності населення.
Вплив міста на його мікроклімат відбувається
внаслідок зміни характеристик підстильної поверхні,
забруднення приземного шару атмосфери, виділення
додаткового тепла (промисловість, транспорт та ін.).
Між ними чинниками існують тісні зворотні зв’язки.
Аерозольні та газоподібні домішки в атмосфері впли-
вають на її фізичний стан, тобто на формування по-
годи та мікроклімат міста, яке отримує менше соняч-
ної енергії, ніж заміська територія. У деяких промис-
лових містах тривалість сонячного сяйва зменшуєть-
ся на 10 - 20 %. Такі ж і загальні втрати сонячної
енергії. Особливо помітні вони у ранкові та вечірні
години, коли товща забрудненої атмосфери, яку про-
низують сонячні промені, значно збільшується і 90 %
біологічно активної ультрафіолетової радіації не до-
сягає земної поверхні 1139|. Підвищення швидкості
вітру і розвиток конвективних процесів призводять
до розсіювання забруднюючих речовин і тим змен-
шують радіаційні втрати. Аерозоль у повітрі міста
зменшує прозорість атмосфери і розсіює сонячну
енергію.
Велика теплоємність будівельних матеріалів і тем-
ний асфальт вулиць істотно впливають на альбедо по-
верхні і змінюють теплоакумуляцію. Місто сильніше
нагрівається і повільніше віддає тепло. Кількість теп-
ла антропогенного походження, шо випромінює
місто, близька до значень радіаційного балансу, а в
північних широтах навіть перевищує їх (34].
Найважливішою особливістю мікроклімату міста
є існування "острова тепла", тобто підвищення тем-
пературного фону повітря порівняно із заміською
територією. Згідно з дослідженнями Оке (168],
різниця між температурою повітря міста і сільської
місцевості у тиху і безхмарну погоду пропорційна
1$Р (Р — чисельність населення). Для заданих умов
одинадцяти великих міст Європи максимальне
підвищення температури повітря у місті ДТмах"С
визначається залежністю: ДТмах = 2,01 1$ Р - 4,06.
За твердженнями Оке. спостерігається тісний
зв'язок між підвищенням температури повітря і чи-
сельністю населення для багатьох європейських та
американських міст і навіть великих селиш з насе-
ленням 1000 мешканців. Згідно з дослідженнями
Ландсбсрга [139], таке твердження може справджува-
тись у зазначених умовах (антициклональна погода
за ясного неба і слабкого вітру) для міст помірного
клімату. У тропічній і арктичній зонах виникнення
"острова тепла" підпорядковується іншим законо-
мірностям. Крім цього, досить проста залежність не
може бути використана у складних умовах рельєфу.
246
коли на формування "острова тепла" впливає локаль-
на циркуляція, пов'язана з гіпсометрією міста а та-
кож із наявністю річок і водойм.
Структура міської забудови, шо збільшує шорст-
кість поверхні, призводить до зміни характеристик
турбулентності, швидкості і напряму вітру.
Особливості підстильної поверхні спричинюють
зміни і у водному балансі міста. Майже повна неп-
роникність дахів та асфальту' призводить до швидко-
го стоку опадів, їх скиду у каналізаційні системи.
Очевидно, шо рослинність у місті, особливо у цент-
ральній частині, транспірує значно менше вологи,
ніж у сільській місцевості. Однак у місті спалюється
велика кількість вуглеводнів. Продуктами їх горіння
є водяна пара та вуглекислий газ. Крім цього, у про-
мисловому виробництві використовується багато во-
ди, значна частина якої випаровується. Помітна
кількість водяної пари утворюється у процесі роботи
автотранспорту. Проте більшість даних свідчить про
зменшення вологості повітря у місті порівняно з
сільською місцевістю. Відносна вологість у місті на З
- 7 % нижча, ніж на навколишній території, за раху-
нок існування "острова тепла”.
Своєрідність формування хмарності над містом виз-
начається багатьма чинниками, серед яких: характер
шорсткості, інтенсивність конвекції, велика кількість
ядер конденсації, наявність "острова тепла”. Вплив цих
взаємопов'язаних чинників призводить до збільшення
опадів у місті. Роль шорсткості поверхні у цьому про-
цесі полягає у тому, шо вона активізує синоптичні
процеси і сповільнює рух баричних систем.
Мікроклімат міст України, розташованих у різних
природних зонах (Полісся - Київ, Луцьк; Лісостеп -
Харків, Полтава, Львів; Степ — Дніпропетровськ, За-
поріжжя, Маріуполь; Закарпатська низовинна об-
ласть — Ужгород), досліджувався за результатами
вимірів метеорологічних станцій та спеціальних
мікрокліматичних спостережень (66, 109, 112, 114-
116, 118, 193, 194]. У межах міста виникають своє-
рідні умови надходження сонячної радіації, форму-
вання температури і вологості повітря, напряму і
швидкості вітру, опадів.
Сонячна радіація. Сонячна радіація є одним із ос-
новних факторів, які формують макро- мезо- та
мікроклімат. У місті її надходження до рівня підстиль-
ної поверхні зазнає істотних змін. На територію міста
надходить менше сонячної енергії порівняно з навко-
лишньою територією, що зумовлено забрудненням ат-
мосфери. У місті зменшується і тривалість сонячного
сяйва (у Києві вона нижча на 3 %, ніж у Борисполі,
розташованому на відстані 40 км від столиці). У межах
міста можуть спостерігатися значні неоднорідності у
тривалості сонячного сяйва, зокрема, у промислових
районах зменшення цієї характеристики зумовлено
наявністю в атмосферному повітрі пилу і диму. У
районах з висотною забудовою тривалість сонячного
сяйва знижується через значно закритий горизонт.
У промислових центрах втрати прямої сонячної
радіації порівняно з сітьською місцевістю становлять
понад 10 % 1139]. Центральна частина Києва отримує
прямої радіації у середньому' на 2 % бітьше, ніж
південна та промислові райони. В окремі дні у
північно-східній промисловій частині міста зареєстро-
вано зменшення інтенсивності прямої сонячної
радіації понад 40 % порівняно з південною (Багрино-
ва гора). На північній околиці Києва (Пуша Водиця)
інтенсивність прямої сонячної радіації на 6.5 % біль-
ша, ніж у межах міста. Важливою характеристикою є
послаблення прямої сонячної радіації у нижньому
шарі повітря. Синхронні спостереження, проведені у
Києві на даху 9-поверхового будинку (заввишки 25 м)
і безпосередньо на підстильній поверхні, виявили, шо
у цій товщі атмосфери поглиналось та розсіювалось
від 1,5 до 3,0 % прямої сонячної радіації. Ці втрати со-
нячної енергії зумовлюються турбулентністю у при-
земному шарі повітря та вертикальним градієнтом ае-
розольного забруднення.
Для промислових центрів України характерне та-
кож зниження прямої сонячної радіації відносно
сііьської місцевості. У Дніпропетровську відносно
чиста південна околиця (аеропорт) отримує у се-
редньому на 6 % сонячної енергії менше, ніж
заміська територія. У містах з розвиненою мета-
лургійною промисловістю ці втрати ше більші. На
території Запоріжжя інтенсивність прямої сонячної
радіації відносно сільської місцевості зменшувалась
на 15 - 46 % (серпень 1972 р.). Порівняння спосте-
режень за прямою сонячною радіацією у Маріуполі
і на його південній околиці з результатами вимірів
на метеорологічних станціях Асканія-Нова і Вели-
ко-Анадоль, розташованих майже на одній широті з
металургійним центром у відносно чистих місцевос-
тях, наведено у табл. 3.12.2.
Таблиця 3.12.2
Інтенсивність прямої сонячної радіації' (кВт/м)
Місце спосте- режень	Липень 1981	Березень 1982	Серпень 1983	Серпень 1984
Маріуполь, порт	0,53	0,57	0,53	0,39
Маріуполь, Олімпійська	0.49	0.46	0,56	0.45
Асканія-Нова	0,61	0,70	0.62	0,59
Велико- Анадоль	0,58	0,71	0,58	0,60
Ці дані свідчать, шо інтенсивність прямої сонячної
радіації у Маріуполі в окремі місяці може бути на 10
- 34 % нижча, ніж на тій же широті у чистих райо-
нах. У місті відбувається зміна співвідношення між
прямою і розсіяною радіацією. Забруднення атмос-
фери та пов'язане з ним зменшення інтенсивності
прямої сонячної радіації призводить до збільшення
частки розсіяної у сумарному надходженні короткох-
вильової радіації.
Просторова диференціація радіаційних характе-
ристик у межах міста є свідченням просторової неод-
норідності забруднення атмосфери.
У Києві повітря більш забруднене у південній час-
тині, ніж на північній околиці. Про це свідчить пе-
ревищення значень розсіяної радіації відповідно у
південній частині понад 20 % (1975 - 1977 рр.). Ра-
зом з тим значення сумарної радіації на 2 - 6 %
більші на північній околиці.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
247
На південній околиці Дніпропетровська (1979 р.)
порівняно з сільською місцевістю зменшується пря-
ма і розсіяна радіація, але частка розсіяної у сумар-
ному потоці збільшується на 17 %. а весь сумарний
потік радіації зменшується на 6 %.
У Маріуполі, коли вітер з промислових районів, у
сумарному надходженні сонячної енерпї відбувається
зміна співвідношення між прямою і розсіяною
радіацією: зменшується інтенсивність прямої віл 82 до
63 % і відповідно збільшується розсіяна з 18 до 37 %.
Для визначення впливу фізичних властивостей ат-
мосфери, спричинених забрудненням, на умови над-
ходження сонячної радіації до рівня підстильної по-
верхні розраховували інтегральний і аерозольний
фактор мутності та коефіцієнт прозорості атмосфери
для окремих міст. У Києві найбільша мутність атмос-
фери відмічалась у лівобережному промисловому
районі і перевищувала аналогічні значення інтег-
рального фактора мутності у південному районі (Баг-
ринова гора) на 20 %, а аерозольного - на 38 %.
Найпрозорішою для сонячних променів була атмос-
фера на північній околиці міста (Пуша Водиця), де
інтегральний фактор мутності на 14 %, а мутність ае-
розольна на 26 % менші порівняно з південною час-
тиною. Найбільшу просторову неоднорідність показ-
ників прозорості атмосфери у місті відмічено у денні
години, а найменшу - у ранкові, шо пояснюється
добовим ходом інтенсивності турбулентного обміну а
також режимом роботи промислових підприємств і
транспорту.
Максимальну різницю інтегрального і аерозольно-
го фактора мутності у Дніпропетровську зафіксовано
між західним промисловим районом і заміською те-
риторією (аеропорт), де інтегральний фактор мут-
ності на 21 %, а аерозольної на 39 % нижчий, ніж у
промисловому районі. У Харкові характеристики
прозорості у межах міста змінюються на 10 - 20 %. У
Маріуполі біля промислових підприємств прозорість
атмосфери на 30 - 45 % нижча, а аерозольна мутність
на 70 - 75 % вища, ніж у заповіднику
(Асканія-Нова). Близькими до цих
показників виявились характеристи-
ки прозорості у Запоріжжі та його
околицях.
Поряд із загальним зменшенням
інтенсивності сонячної радіації у
місті відбуваються зміни у її спект-
ральному складі. Атмосферний аеро-
золь істотно впливає на найкоротші
хвилі сонячного спектра, особливо на
його ультрафіолетову частину, де че-
рез розсіювання та поглинання втра-
чається до 40 %, а в окремих випад-
ках до 90 % енергії 1139].
Особливості спектрального складу
прямої сонячної радіації в умовах
промислово розвинутих міст визнача-
лись за допомогою фільтрів, що поді-
ляють інтегральний потік радіації на
три спектральні інтервали (290 - 530,
530 - 620, 620 - 3000 нм). В інтервалі
530 - 620 нм майже відсутня смуга поглинання
радіації водяною парою, тому зміни енергетичних ха-
рактеристик у ньому інтервалі відповідають просто-
ровим змінам аерозольного забруднення атмосфери.
У Запоріжжі енергетична частка інтервалу 530 -
620 нм відносно енергії всього спектра у точці мак-
симального зменшення прямої сонячної радіації
(забруднений промисловий район) становила у се-
редньому 5 % (табл. 3.12.3). Водночас на околиці во-
на досягала 22 %. Зміна енергетичних характеристик
в інтервалі 290 - 530 нм значно менша.
Таблиця 3.12.3
Розподіл енергй (%) у спектрі прямої сонячної радіації у
забрудненому промисловому районі (І) і на околиці Запоріжжя (II).
Серпень 1972 р.
Дата	Ділянка спектра, нм					
	290-530		530-620		620-3000	
	1	II	1	II	1	II
14	21	22	9	22	70	56
15	11	14	3	25	86	61
18	20	16	10	23	70	61
19	3	13	3	18	94	69
21	17	19	2	20	81	60
22	21	18	6	23	73	59
23	16	23	1	20	83	57
У забрудненому районі частка енергії в інтервалі,
що перевищує 620 нм, значно зростає, хоча в абсо-
лютному виразі інтенсивність радіації у цьому інтер-
валі послаблюється. Одну з погодних ситуацій у За-
поріжжі Ілюструє розподіл у місті коефіцієнта прозо-
рості атмосфери і частки прямої сонячної радіації в
окремих ділянках спектра від її інтегрального зна-
чення (рис. 3.12.1). Питома вага радіації на ділянці
спектра, що перевищує 620 нм, збільшується, а на
ділянках, що не досягають цього значення, — змен-
шується у напрямі мінімуму прозорості.
Отже, забруднення атмосфери є причиною "почер-
воніння" спектра прямої сонячної радіації. Такі
Рис. 3.12.1. Просторові зміни прозорості атмосфери (а) і спектрального
складу сонячної радіації за інтервалами: 290-530 нм (б). 530-620 нм (в),
620-3000 нм (г). 4— напрям вітру.
248
зміни несприятливі для умов життєдіяльності люди-
ни і розвитку біоти, оскільки послаблюється найак-
тивніша у біологічному відношенні радіація.
Дані з прямої сонячної радіації у Маріуполі добре
узгоджуються з результатами спостережень у За-
поріжжі. Середнє значення частки радіації у діапа-
зоні менше 530 нм становило 22 %, в інтервалі 530 -
620 нм — 11 %, а в діапазоні, шо перевищує 620 нм.
- 67 %. Дія оцінки отриманих характеристик зазна-
чимо, що згідно із середньою стандартною радіа-
ційною моделлю Сівкова інтенсивність радіації у
діапазонах 290 - 530, 530 - 620 та 620 - 3000 нм
дорівнює відповідно 14, 27 і 59 % |ІЗ|. У табл. 3.12.4
наведена пряма сонячна радіація та її розподіл на
ділянках спектра у Маріуполі 12 серпня 1984 р.
Найменша прозорість і найбільша мутність атмос-
фери спостерігались у промисловому північно-
західному районі і на прилеглій до нього території.
Таблиця 3.12.4
Інтенсивність прямої сонячної радіації (кВт/м'1) І розподіл
енергії (%) у її спектрі. Маріуполь. 12 серпня 1984 р
Район спостережень	Інтенсивність прямої сонячної радіації, кВт/м2	Ділянка спектра, нм		
		290- 530	530- 620	620- 3000
Північно-західний, промисловий	0.36	18	5	77
Північно-західний, житловий	0,46	19	4	77
Північно-західний, жит- ловий біля р. Кальчик	0,48	15	10	75
Центральний	0,55	17	8	75
Приморський	0.54	17	8	75
Туї послаблення інтегрального потоку' прямої соняч-
ної радіації становило 35 %. На території всього міста
відзначалось зростання енергетичної частки сонячно-
го довгохвильового випромінювання, особливо у ран-
кові голини, коли сонячна радіація у діапазоні 530 -
620 нм майже не доходила до земної поверхні.
За незначної висоти Сонця ультрафіолетове вип-
ромінювання майже не досягає діяльної поверхні.
Дуже часто над Маріуполем, як і над іншими про-
мисловими містами України, де відбуваються значні
викиди в атмосферу, спостерігається білуватий колір
неба, шо свідчить про зменшення прямої сонячної
радіації і збільшення розсіяної у її сумарному потоці.
Порівняння відбивної здатності багатьох видів по-
верхні у місті та сільській місцевості підтверджує, що
за межами міста альбедо значно вище 1168]. У Києві
відбивна здатність снігового покриву на площах і га-
зонах у середньому на 17 % нижча, ніж на околицях.
Місто на радіаційний баланс істотно не впливає
(139, 168]. Вночі радіаційні втрати збільшуються,
вдень зменшується поглинання сонячної енергії, але
разом з тим зменшуються втрати через довгохвильо-
ве випромінювання. Це призводить до того, шо зна-
чення радіаційного балансу у місті і сільській місце-
вості майже не відрізняються.
Температура повітря. Вплив міста на формування
температурного режиму зумовлюється зміною
підстильної поверхні та додатковим виділенням теп-
ла (промислового, транспортного, побутового та
іншого походження). Інтенсивність і розміри "остро-
ва тепла" змінюються у часі під впливом погодних
умов і демографічних показників міста. В усі пори
року його ефект найбільш чітко простежується в
умовах антициклонального типу погоди (малохмарно
і слабкий вітер).
У Києві зимою у ранкові години різниця темпера-
тури у центральній частині міста і заміській території
(Бориспіль) досягає 3,0 - 3.5"С (табл. 3.12.5). З поси-
ленням швидкості вітру вона істотно зменшується.
Влітку температурні неоднорідності між містом і пе-
редмістям досягають 2,5 - 3,0"С у ранкові і вечірні го-
дини (табл. 3.12.6). Вдень простежується їх зниження
до 1,0 - 1,5°С. Важливою рисою розподілу температу-
ри повітря у межах Києва є наявність температурних
контрастів між рівнинною лівобережною і підвище-
ною правобережною частинами, які зумовлюються
стіканням холодного повітря з правобережних схилів
річки та загальними умовами вертикального та гори-
зонтального обміну повітря протягом доби. Порів-
няння просторових змін різниці температури взимку
та влітку виявило, що температура зимою неод-
норідна, на окремих ділянках лівобережної частини
Таблиця 3.12.5
Різниця температури повітря (°С) між Києвом і Борисполем
Зима Сонячна погода, вітер менше 3 м/с
Місце спостережень у Києві		Ранок	День	Вечір
Право- бережжя	підвищена частина	2.5-3,0	1.0-1.5	1.5-2,0
	рівнинна центральна частина	2.5-3.0	1,0-1.5	2,0-2,5
	рівнинна західна околиця	3,0-3,5	0,0-0,5	2.0-2,5
Лівобе- режжя	заплава Дніпра	0.0-0,5	•1,5. ..-2.0	1.0-1,5
	низовина поблизу річки	0,0-0,5	-1.0...-1.5	1,5-2,0
	низовинна централь- на частина	0,5-1,0	0,0..-0,5	1.5-2.0
	низовинний північно- східний район	0.0-0.5	-0.5...-1,	2,0-2.5
Таблиця 3.12.6
Різниця температури повітря (°С) між Києвом і Борисполем.
Літо. Сонячна погода, вітер менше 3 м/с
Місце спостережень у Києві		Ранок	День	Вечір
Правобе- режжя	підвищена частина	1.5-2.0	0,0-0,5	0,0-0,5
	рівнинна центральна частина	2.0-2,5	0.5-1.0	1.0-1.5
	рівнинна західна околиця	1,5-2,0	0.0-0.5	0.5-1.0
Лівобе- режжя	заплава Дніпра	2.0-2.5	0,5-1.0	1,5-2.0
	низовина поблизу річки	2.0-2.5	0,5-1,0	1,5-2.0
	низовинна централь- на частина	2.5-3,0	1.0-1,5	1.5-2,0
	низовинний північно- східний район	1.5-2.0	0,0-0,5	1.5-2.0
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
249
міста буває холодніше, ніж за містом. На лівобе-
режжі. поблизу Дніпра після його замерзання (січень,
лютий) температура повітря на 3,5’С нижча, ніж на
правобережжі. Влітку контрасти зменшуються. Такий
розподіл є відображенням впливу не стільки просто-
рових особливостей міста, скільки рельєфу.
У Дніпропетровськ)' особливості формування "ост-
рова тепла" більше залежать від часу доби, ніж від по-
ри року. У ранкові години значне потепління
північної частини міста порівняно з передмістям про-
являлось восени, взимку і влітку (на 1,5 - 2.0’С), а у
вечірні — влітку (на 1,5X3). У межах міста (як загаль-
на закономірність помірного поясу) найбільша прос-
торова диференціація температури повітря просте-
жується у зимовий сезон. Максимальні температурні
контрасти спостерігались вранці та ввечері у сонячну
затишну погоду. Відмінності між окремими районами
становили 1 - 2X3. Влітку найвиша температура
повітря відмічалась у центральній зниженій частині і
забруднених промислових районах. Різниця темпера-
тури у цей сезон ранком була у межах 0,8 - І,4"С, а
ввечері — 2,0 - 2,4X3. В окремі дні контрасти досяга-
ли 3,5 - 4,5“С. Порівняння аналогічних за характером
забудови ділянок правобережної і лівобережної час-
тин показало, шо у сонячну погоду температура на
лівобережжі зазвичай на 0,5 - 1,0"С вища.
У межах Харкова формування температури повітря
відповідає загальним закономірностям, властивим
клімату помірного поясу. Найбільший вплив прояв-
ляється взимку і зумовлює підвищення температури
повітря в окремих районах міста відносно околиць та
заміської території у межах 1,5 - 2,0“С. Теплішими
бувають північно-західна, південно-східна та цент-
ральна частини. Найбільший ефект, який характери-
зує "острів тепла", зафіксовано у вечірні години —
підвищення температури в окремих районах на 3,6 -
4,3"С. Літом у ці години температура повітря виша у
північно-західному, центральному і північному райо-
нах Харкова. У цей час температурні контрасти між
окремими районами становлять 1,5 - 2,0X3. а в ок-
ремі дні змінюються до 3,2 - 3,7X3.
У Полтаві, як і у більшості міст, найпомітніша
різниця температури між окремими районами і око-
лицями спостерігається взимку в умовах антицик-
лонічної погоди. У січні вранці різниця становить у
середньому 1,5X3. Увечері на околиці міста темпера-
тура повітря нижча, ніж у промисловому і централь-
ному районах на 1,7 - 1.8X3. В окремі дні вранці у
центральному районі тепліше на 3,5 - 4.0X3. Околи-
ця міста певною мірою перебуває під впливом "ост-
рова тепла". Взимку температура повїгря у місті в се-
редньому на 0,5"С, а влітку на 0,3X3 виша, ніж за йо-
го межами (аеропорт). Зимою у безвітряну погоду
різниця збільшується до 2,5X3, а літом дорівнює
1.5X3. Це свідчить, шо вплив міста на підвищення
температури реально може бути більшим.
Особливий температурний режим формується у
містах, шо на берегах морів і великих водойм. Тут,
крім рельєфу, важливим фактором є теплофізичний
контраст між морем і суходолом. Одним із таких міст
є Маріуполь, розташований у Степу на березі
Азовського моря. Крім зазначених, важливим чин-
ником формування клімату нього міста є розвинута
металургійна промисловість і пов'язані з нею викиди
в атмосферу.
Формування погодних умов у місті значною мірою
залежить від змін напряму вітру, зумовленого тер-
мічним контрастом суходіл-море, який призволить до
появи додаткового градієнта атмосферного тиску. Ре-
зультатом цього є локальний вітер, не обов'язково бри-
зового характеру, хоча ймовірність бризу у теплий
період досить висока. Значна повторюваність матох-
марної погоди (65 % - у липні, 76 % - у серпні) сприяє
зміні напряму вітру протягом доби. Вранці у 55 % ви-
палків спостерігається північний вітер і лише 5 %
припадає на південний. Вдень, навпаки, ймовірність
північного вітру зменшується до 16 %, а південного
збільшується до 56 %. Вранці у місті помітно тепліше,
ніж на околиці (аеропорт), у південному підвищеному
районі на 1,7 - 2,3X3, а у промисловому і центрально-
му на 2,8 - 3.1X3 (табл. 3.12.7). Зміна напряму вітру
відбувається від 10 до 11 год. Об 11 - 12 год у місті стас
прохолодніше на 1.0 - 1,2X3, ніж за його межами,
особливо на південних приморських ділянках. На
північній околиці і в західному районі температура
повітря близька до її значень на заміській території.
Однак у місті є район, розташований північніше
р.Кальчик, де температура і вдень на 0,3 - 0.4X3 виша
ніж за містом.
Таблиця 3.12.7
Різниця температури повітря (ХЗ) між Маріуполем і заміською
територією (аеропорт). Ясна погода Серпень 1984 р.
Місце спостережень	Ранок	День	Вечір
Південно-зазЛдний район, підвищена частина над морем	1.7	-1.2	-0,5
Південна частина, низовина біля моря	3.2	-1.1	0.2
Західна підвищена частина	3,1	0.0	0,9
Центральна підвищена частина	2,2	-1.0	0.0
Середня частина у заплаві річки	2,8	0.3	1.1
Північна підвищена частина	2.8	0.4	1.1
Південно-східна підвищена частина	2.3	•1.1	0.0
Східна околиця на підвищеній рівнині	3,1	-0.6	0.5
Північна підвищена околиця	2.8	0.0	0,9
У Львові температура повітря центральної части-
ни. розташованої в улоговині, на 1,2 - 2,0X3 виша
порівняно з Подільською височиною та Львівським
плато. Максимальні значення температури зафіксо-
вано на центральних площах міста.
В Ужгороді центральна частина характеризується
підвищеним температурним фоном порівняно з
районами новобудов та приватного сектора.
Центральна частина Луцька з відносно високими
будівлями, як і новий багатоповерховий район Гуша,
в умовах антициклонічної малохмарної погоди на 1,0
- 1,5X3 тепліша ніж околиці (Кмчкарівка, Гнідава).
Вплив міста на температуру повітря — складний та
багатофакторний процес. Характер формування тепло-
вих контрастів між містом і прилеглою територією
змінюється протягом року і доби. Просторова темпера-
турна різниця у межах самого "острова тепла” значною
250
мірою залежить від місцевих умов — рельєфу, особли-
востей підстильної поверхні, забруднення атмосфери.
Вітер. Місто істотно впливає на структуру призем-
ного шару атмосфери і зумовлює помітні зміни ха-
рактеристик впру. Це є результатом існування "ост-
рова тепла" та особливостей шорсткості поверхні.
Поле швидкості у місті завжди має складну структу-
ру. Навіть у ясну погоду на незначному фоні швид-
кості вітру виникають неупорядковані повітряні
течії. У середині міської забудови вітер частіше буває
слабшим, ніж у сільській місцевості на тій же висоті.
Іноді посилення швидкості у місті, порівняно з
заміською територією, відбувається у разі високих
іначень фонового вітру, коли його напрям співпадає
з напрямом вузьких вулиць. З фізичної точки зору в
таких випадках лінії току згущуються і завдяки їх не-
розривності вітер посилюється. Збільшення швидкості
вітру у місті може спостерігатись також і за слабкого
фонового вітру зазвичай коли місто знаходиться у
центральній частині антициклону. Однак, найбільш
ймовірним є зменшення вітру в міській забудові.
У Києві швидкість вітру в усі пори року протягом
доби на більшості території в 0,6 - 0,7 раза менша
ніж за його межами (Бориспіль). На підвищених і
відкритих місцях (Багринова гора) швидкість вітру
наближається до показників у заміській зоні.
Розподіл швидкості повітряних потоків у межах
Києва істотно залежить від їх напряму. Для вітру
південної складової просторові коливання менші ніж
для північної, коли має місце більша його швидкість.
Майже в усіх районах міста швидкість вітру у 1,5 -
2.5 раза більша ніж у центрі. Так. у парковій зоні
(заплава Дніпра) відношення швидкості вітру до йо-
го значень у цензрі (Ботанічний сад ім. академіка
Фоміна) змінюється віл 1,6 до 2,5, на лівобережному
Таблиця 3.12.8
Відношення швидкості вітру у пунктах ТММ у Дніпропетровську до швидкості вітру за містом (аеропорт)
при різних напрямах вітру Літо
Місце спостережень	Швидкість вітру, м/с											
	< 3 м/с						іЗм/с					
	ПнПнЗ-ПнС-СПдС			ЗПнЗ-ПдЗ-ПдПдС			ПнПнЗ-ПнС-ПдС			ЗПнЗ-ПдЗ-ПдПдС		
	ранок	день	вечір	рано*	день	вечір	ранок	день	вечір	ранок	день	вечір
Височина, що переходить у плато, центр	0,1	0.2	0.2	0.4	0.4	0,1	0,1	0.2	0.2	0.2	0.2	0,2
Височина, південна околиця	0,5	1.2	0.5	0.5	0.2	0,3	0.5	0,8	0,3	0,5	0.6	0.5
Нижня тераса, центр	0.3	0,2	0,2	0,4	0.4	0.3	0.2	0,3	0,2	0,2	0.3	0.2
Нижня тераса, західна захищена околиця	0,1	0.1	0,1	0.1	0.1	0,1	0.1	0,1	0.1	0,1	0,1	0,1
Нижня тераса, західна відкрита частина	0,3	0.2	0,1	0,1	0.1	0,1	0.1	0,1	0,1	0,4	0,2	0.1
Лівобережна низовина, північна відкрита частина		0.4	0,3	1.1	0.7	0.3	0.3	0.4	0,4	0,5	0,5	0.5
Лівобережна низовина, північна захищена частина	0.2		0,2	0.2		0.1	0.2	0.4	0,3	0.4	0,3	0.1
Нижня тераса, південно- східна частина	0,6	1,1	0,7	0.7	1.0	0.6	0.4	0,6	0,5	0,5	0,5	0.5
Набережна правого берега Дніпра, центр	0,5	1.2	0.6	0.4		0.1	0.2	0,5	0.4		0.2	0.2
Схил височини, центр	0.1	0.5	0.1	0,2		0,1	0.2	0.4	0,2	0.4	0,2	0.1
Примітка ТММ- тимчасова метеорологічна мережа. ПнПнЗ - північно-північно західний,
ПнС - північно-східний, СПдС - східно-південно-східний.
ЗПнЗ - західно-північно-західний, ПдЗ - південно-західний.
ПдПдС - південно-південно-східний
старому житловому масиві — від 1,8 до 2,4, в умовах
щільної старої забудови південно-західної частини -
від 0,8 до 1.0, у новому житловому районі лівобереж-
жя - від 2,3 до 2,6 раза. У межах міста зміни швид-
кості вітру, як і температури повітря, чіткіше просте-
жуються у зимовий сезон.
Відношення швидкості вітру у Дніпропетровську до
його значення за містом (аеропорт) змінюється пере-
важно у межах 0,75 - 0,85. У період з квітня до верес-
ня вночі це відношення становить 0,62 - 0,73. Для од-
них і тих же напрямів у разі малих швидкостей (мен-
ше 3 м/с) послаблення вітру виявляється меншим ніж
у випадку більших швидкостей (табл. 3.12.8).
На відкритих підвищених ділянках нижньої тераси
південно-східної частини, у зв'язку з розвитком
місцевої циркуляції, літом у денні години спос-
терігається більша швидкість, ніж за межами міста.
Зимою на території міста у запільних рисах зберіга-
ються такі ж закономірності просторових змін швид-
кості вітру, як і літом. Підвищені і добре провітрю-
вані райони в окремі години доби мають у 1,2 - 1,3
раза більшу швидкість ніж за містом.
Просторові контрасти у структурі повітряного по-
току. який змінює напрям і швидкість вітру, спос-
терігаються і у Харкові. Відношення швидкості у
центрі міста до його значень на позаміській території
(Козача Лопань) протягом року стабільне і дорівнює
0,7. Характерно, що південна околиця міста за бага-
торічними даними має у 1,4 - 1,5 раза більшу швид-
кість, ніж за містом. На деяких ділянках цього райо-
ну швидкість вітру була удвічі більша ніж у центрі.
У Полтаві ймовірність вітру малої швидкості (мен-
ше 3 м/с) значно більша ніж за її межами (аеро-
порт). У центрі міста і промислові») зоні швидкість
вітру у 1,5 - 2,0 рази менша ніж на околиці.
Значна просто-
рова неоднорідність
характеристик віт-
ру властива і Марі-
уполю. Найбільша
швидкість вітру в
межах міста спос-
терігається на ви-
сокому крутому бе-
резі моря. Вона при-
близно така ж, як і
за містом (аеро-
порт). На нижній
морській терасі і
на північній око-
лиці послаблення
швидкості віднос-
но території поза
містом становить
0,8.
Аналогічні відно-
шення швидкості
вітру на західних і
східних околицях
досягають 0.7. У це-
нтральних районах
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
251
швидкість вітру майже у два рази менша ніж в аеро-
порту. Найменша швидкість спостерігається у райо-
нах тільної забудови, які розташовані північніше
р.Кальчик. Швидкість вітру тут становить 0,1 - 0,2
відносно заміської території (аеропорт).
У центрі Львова, розташованого в улоговині,
швидкість вітру майже завжди найменша. Коли нап-
рям вітру та вулиць співпадає, особливо у мікрорайо-
нах з відносно високою забудовою, швидкість вітру
наближається до значень за містом. Такі ж умови
іноді створюються і в старих центральних кварталах
у разі незначних фонових швидкостей.
Швидкість вітру в центрі Ужгорода зменшується у
середині міської забудови і збільшується ближче до
р.Уж та передгірських масивів. У місті за рік спос-
терігається 46 % слабкого вітру зі швидкістю до 1 м/с.
Цьому значною мірою сприяє розташування Ужго-
рода у широкій долині, що і зумовлює виникнення
відчутної неоднорідності у розподілі швидкості вітру
на території міста.
Цснзральна частина Луцька, як і інших міст, ха-
рактеризується меншою швидкістю вітру порівняно з
околицями (Кичкарівка, Гнідава). У новому районі
Гуща за північного вітру, коли напрям повітряного
потоку і вулиць співпадає, відбувається посилення
вітру до його значень за містом.
Отже, у місті швидкість вітру у більшості випадків
зменшується порівняно із заміською територією.
Особливо помітне послаблення вїгру в районах з
щільною забудовою, але відмічається і посилення
вітру, коли його напрям і напрям вулиць співпада-
ють. Виникнення "острова тепла" стає причиною до-
даткових горизонтальних градієнтів тиску та пов'яза-
них з ними локальних циркуляцій.
Вологість повітря, атмосферні опади. Відносна во-
логість залежить від температури повітря та місцевих
особливостей випаровування з підстильної поверхні,
а тому її просторовий розподіл досить неоднорідний.
У Києві в теплий період відносна вологість повітря
у вечірні години на 3 - 6 % виша, ніж за містом. Вранці
і вдень вона нижча лише на 1 - 3 %. У межах міста
протягом доби у районах заплави Дніпра та житлових
масивів поблизу лісу відносна вологість на 5 - 8 % ви-
ща ніж у центрі. У сонячну погоду зі швидкістю вітру
до 3 м/с у долині Дніпра та парковій зоні вона на 7 -
11 % вища порівняно з центральними районами.
У Дніпропетровську літом відносна вологість на 3 -
8 % нижча, ніж за містом. Помітне зниження віднос-
ної вологості спостергається на території новобудов,
у центрі та промислових районах. Разом з тим не
відмічається різниця між правобережною набереж-
ною і житловими масивами лівобережжя та замісь-
кою територією. Літом у вечірні години відносна во-
логість повітря у місті буває на 10 - 20 % нижче ніж
за містом. Значне її зниження спостерігається у про-
мислових районах, де відносна вологість буває на ЗО
% нижче ніж за містом і зумовлюється, головним чи-
ном, значно вищою температурою повітря. Різниця
вологості повізря між окремими районами міста у со-
нячну погоду з слабким вітром становить 4 - 13 %, а
зі швидкістю понад 3 м/с — 2 - 9 %. Весною майже
на всій території Дніпропетровська відбувається
істотне зниження відносної вологості на 6 - 12 %, за
винятком прибережних районів у ранкові години.
Контрасти відносної вологості повітря між Харко-
вом і заміською територією спостерігаються взимку і
влітку за будь-якої погоди. Зимою відносна вологість
за містом виша ніж у місті на І - 7 %. У хмарну по-
году із сильним вітром протягом доби її значення у
місті і за його межами не відрізняються. В окремих
районах Харкова відносна вологість майже завжди
нижча ніж за містом (табл. 3.12.9).
Таблиця 3.12.9
Різниця відносної вологості повітря (%) між даними
спостережень у Харкові і за місіом (Козача Лопань).
. Зима
Район спос- тережень	Частина доби	Сонячна погода		Похмура погода	
		швидкість вітру, м/с			
		<3 м/с	>3м/с	<3 м/с	2 3 м/с
Північно- західний	Ранок			-4	-4
	День	-10	-14	-б	-3
	Вечір	-1	10	-4	0
Центральний	Ранок		11	-4	-4
	День	-3	-8	-6	-1
	Вечір	2	-3	-5	0
Північно - східний	Ранок			-5	-4
	День	•5	1	-7	-1
	Вечір	6	5	-6	-2
Південно- східний	Ранок			-2	2
	День	3	3	-4	0
	Вечір	5	4	•3	5
Південна околиця•	Ранок	0	-3	6	4
	День	2	1	1	2
	Вечір	-2	-2	0	1
Мінімальні її значення спостерігаються у централь-
них і північно-східних районах. В ясну погоду віднос-
на вологість на 11 - 14 % нижча ніж за містом (Коза-
ча Лопань). У міському саду, розташованому в
центрі, відносна вологість більша ніж на південній
околиці (аеропорт). У хмарну погоду, особливо
вранці, ця різниця майже не помітна. Літом у ранкові
і вечірні години майже у всіх районах міста відносна
вологість на 3 - 10 % менша, ніж у Козачій Лопані
(табл. 3.12.10). В ясну погоду увечері найбільші зна-
чення вологості спостерігаються у парках або побли-
зу них.
Відносна вологість у центральних районах Полта-
ви нижча, ніж на околиці та за містом. У районах
промислових підприємств і на перехресті автошляхів
вона знижується на 9 - 14 %. Максимальне зменшен-
ня відносної вологості припадає на 19 - 22 год. Вдень
цей показник у місті порівняно з околицею стано-
вить 1 - 5 %. У парковій зоні і на околиці вологість
повітря однаковії.
У центрі Львова на плоші Міцкевича вологість
повітря літом на 7 - 10 % нижча ніж за містом. Най-
менші просторові контрасти відмічаються вдень, а
найбільші перед сходом Сонця. В Ужгороді вологість
повітря нижча, ніж на околиці. Такий же розподіл
спостерігається і у Луцьку, де повітря центральних
районів сухіше, ніж на околицях.
252
Таблиця 3.12.10
Різниця відносної вологості повітря (%) між даними
спостережень у Харкові і за містом (Козача Лопань).
Літо
Район спос- тережень	Частина доби	Сонячна погода		Похмура погода	
		швидкість вітру, м/с			
		< 3 м/с	2 3 м/с	< 3 м/с	2 3 м/с
Північно- західний	Ранок	2	0	-4	0
	День	-1	-1	-6	2
	Вечір	-1	1	4	3
Центральний	Ранок	6	-3	-3	0
	День	0	1	2	7
	Вечір	6	4	11	10
Північний	Ранок	-7	-1	-11	-2
	День	-2	-2	7	8
	Вечір	7	5	3	10
Північно- східний	Ранок	-2	-4	•6	-2
	День	0	1	•4	5
	Вечір	-1	2	-3	4
Південно- східний	Ранок	-12	-5	-10	-
	День	• 1	3	-1	7
	Вечір	3	9	-13	10
Південна околиця	Ранок	-2	-3	-4	-3
	День	-2	-4	-3	-4
	Вечір	-8	-7	-7	-4
Вплив міста на опади має складний фізичний ме-
ханізм. Відмічається збільшення їх кількості у місті,
особливо у підвітряному секторі. На не впливає: збіль-
шення аерозолів в атмосфері, рельєф (включаючи
шорсткість підстильної поверхні) та наявність водойм.
Збільшення аерозолів в атмосфері сприяє виник-
ненню ядер конденсації, які призводять до випадан-
ня опадів. Підвищені форми рельєфу і шорсткість
підстильної поверхні загострюють процеси опадоут-
ворення. Водойми, навпаки, сприяють утворенню
локального вітру, шо гальмує процеси у конвектив-
них хмарах і запобігає випаданню опалів. Це явише
чітко простежується на узбережжях морів та великих
озер. У підвищеній центральній частині Києва (Бо-
танічний сад ім. академіка Фоміна) кількість опадів
за рік на 80 - 90 мм більша, ніж у долині Дніпра, де
значно менше слабких дошів і рідше, ніж у підвище-
них районах міста , випадає дощ та сніг.
У Харкові спостерігається збільшення кількості
опадів порівняно із заміською місцевістю (Козача
Лопань). У січні це збільшення становить 3-5 мм, у
липні - 5 - 9 мм (табл. 3.12.11).
Таблиця 3.12.11
Різниця кількості опадів (мм) між даними спостережень у
Харкові та за містом (Козача Лопань)
Станція	Січень	л X ф с X с;	Холодний	період (листопад- березень)	Теплий період (квітень- жовтень)	Ж £
Обсерваторія	3	5	14		26	40
АМСЦ	4	6	18		32	50
Технологічний інститут	5	9	27		49	70
Примітка АМСЦ - авіаційна метеорологічна станція цивільна
У цілому за холодний період воно дорівнює 14 -
27 мм, за теплий — 26 - 49 мм і відповідно за рік
- 40 -76 мм. У Харкові спостерігається збільшення
кількості дошів до 14 днів за рік. Разом з тим знач-
ну частку становлять слабкі доші (1 мм і менше).
Максимальне збільшення опадів може відбуватись не
лише у місті, а й на певній відстані від нього у підвітря-
ному секторі заміської зони і досягати 10 - 15 %. Це
пов'язано з інерційністю процесів, які призводять до
випадання опадів.
Актуальність досліджень особливостей формуван-
ня мікроклімату міст України пов'язана з тен-
денцією збільшення антропогенного впливу на при-
родне середовище. У містах розташованих у різних
природних зонах, з різною кількістю жителів і різ-
ним характером промислового виробництва створю-
ються подібні умови розподілу кількісних показ-
ників окремих метеорологічних величин. На підставі
викладеного можна зробити наступні висновки.
•	У місті зменшується пряма сонячна радіація. Це
особливо помітно у біологічно активній частині
спектра, що може негативно впливати на людину і
довкілля. Поблизу промислових підприємств мета-
лургійного виробництва ультрафіолетова радіація
майже не досягає земної поверхні, шо погіршує
санітарно-гігієнічні умови цих районів. Зростає част-
ка розсіяної радіації у її сумарному потоці. Нині має
місце зменшення аерозольних викидів в атмосферу у
зв'язку зі скороченням виробництва.
•	Над містом формується "острів тепла", темпера-
турні характеристики якого змінюються протягом
доби і року. Місцеві умови (рельєф, характер
підстильної поверхні) істотно впливають на особли-
вості формування підвищеного фону температури
повітря над містом. Існують також певні відмінності
у формуванні "острова тепла" у різних природних зо-
нах та поблизу водойм.
•	У міських умовах помітно знижується швидкість
вітру, шо переважно пов'язано зі збільшенням
шорсткості підстильної поверхні. Крім цього, у місті
за певних умов спостерігається відносне збільшення
швидкості вітру на окремих вулицях.
•	У місті "сухіше", ніж за його межами. Відносна
вологість повітря у місті (за винятком паркових зон)
нижча, ніж на околицях. Це зумовлюється спе-
цифічними умовами випаровування та підвищеним
температурним фоном.
•	Збільшення концентрації аерозолів над містом,
призводить до збільшення кількості опадів. Другою
причиною інтенсифікації процесів утворення дощо-
вих ситуацій над містом є значна шорсткість
підстильної поверхні порівняно із заміською тери-
торією. Деяка інерційність формування умов, за яких
випадають опади, є причиною того, що максималь-
ний валив міста на зростання їх кількості може про-
являтись у підвітряному секторі, вже за межами міста.
Мікрокліматичні особливості міст та промислових
агломерацій необхідно враховувати для раціонально-
го ведення різних галузей економіки та визначення
умов життєдіяльності міського населення.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
253
3.12.2.	Озеленення міста і його вплив на
мікроклімат
Озеленення є невід'ємною частиною будь-якого
населеного пункту — від найбільших мегаполісів до
невеликих поселень.
Зона озеленення формується для поліпшення
мікроклімату га сприятливого функціонування місь-
кого середовища. Вона має важливе санітарно-
гігієнічне значення, забезпечуючи захист від промис-
лових, транспортних та інших видів шкідливих ви-
кидів, поліпшує художньо-естетичне сприймання
міського ландшафту а також створює архітектурно-
планувальний стиль міста, виховує естетичний смак
у населення і дбайливе ставлення до природи.
Поєднання різних форм рельєфу місцевості та вод-
них об'єктів, оточених зеленими насадженнями, нада-
ють силуету' міст і селищ надзвичайної мальовничості.
Прикладом може бути місто Київ, де високі горби з
крутими схилами чергуються з пологими просторами
дніпровської долини; густо забудовані квартали - з
парковими масивами; великі архітектурні ансамблі та
окремі пам'ятки, широкі магістралі із зеленими ша-
гами вулиць, майданів, провулків. У межах Києва на
території 76,1 тис. га налічується 39 тис. га лісів і
лісопарків, більше ніж 1340 га плодових садів. Площа
зелених насаджень у межах міської смуги становить
44,5 тис. га, або 58 % усієї території міста [ І67].
Привабливими ансамблями зелених насаджень,
ланцюгами бульварів і парків славляться міста
Дніпропетровськ. Одеса та ін. Міські парки оточують
великі водойми у Донецьку і Черкасах. Реконструйо-
вані насадження у Чернігові разом з Десною є прек-
расним фоном для його історичного центру.
Сади і парки в Україні існують із давніх часів.
Найстарішим парком в Україні є Марийський Сад у
Києві (закладений у 1735 р.). У кінці XVIII та протя-
гом XIX ст. поширилися парки, основу яких складав
природний краєвид. Кращими зразками такого типу
парків є "Софіївка" в Умані (1796 ), "Олександрія" у
Білій Церкві ( 1797 р.), Алункинський парк у Криму
(1830-1844 рр.). Тростянецький парк у Чернігівській
області (перша половина XIX ст.), Стрийський парк
у Львові (І876 р.). Веселі Боковеньки у Кіровог-
радській області (1893 р.) [217].
Зелені насадження відіграють велику роль у форму-
ванні архітектурно-художнього вигляду міста, надаю-
чи йому індивідуальні своєрідні риси. Цьому сприя-
ють декоративні види рослин із порід, з найприваб-
ливішими за формою кронами, рисунком гілок та
листя; чагарники; вази; клумби з квітів у різних спо-
лученнях; рабатки; боскети; вертикальні композиції;
газони і т. ін. Вони використовуються в оформленні
міських площ, вулиць, подвір'їв, меморіалів та інших
композиційних центрів; ними декорують глухі стіни,
огорожі, старі будови та промислові об'єкти. Такі гру-
пові насадження бувають різних розмірів (від 3 - 5 до
40 - 50 м:). Композиційні поєднання елементів озеле-
нення не тільки прикрашають різні об’єкти, поліпшу-
ють мікроклімат міста, а й заспокійливо діють на
психіку людини. Посиленню цього ефекту сприяють
різноманітні водні об'єкти у вигляді басейнів, пірамід
і каскадів, окремих струменів та завіс, фонтанів,
розбризкувані в, джерел та водойм.
Важливим елементом озеленення населених міст є
газони. Сполучення відкритих просторів газонів з
насадженнями дерев та чагарників у багатьох випад-
ках визначають ландшафт мікрорайону». Крім того,
газони виконують велику санітарно-гігієнічну
функцію. Вони затримують пил, що переноситься
вітром, і збагачують міське повітря киснем.
Система зелених насаджень у місті та у передмісті
утворює комплексну зелену зону міст, яка за функціо-
нальними ознаками поділяється, у свою чергу, на озе-
ленення загального, обмеженого та спеціального
призначення. Головною складовою в озелененні міста
є зелені насадження першої групи. До них відносять-
ся місцеві та районні парки, парки культури га відпо-
чинку» населення і організації масових культурно-
освітніх заходів, розраховані як на довге, так і на ко-
ротке перебування відвідувачів; спортивні парки нав-
коло житлових будівель; сквери, бульвари, набережні,
лісо-, луко-, гідропарки, заповідники та ін. Великі
парки площею понад 100 га і лісопарки — 500 га і
більше повинні становити не менше 10 % території
міста. Розміри територіальних зон короткочасного
відпочинку приймаються з розрахунку 500 - 1000 м’, а
розміри зон активних видів відпочинку - не менше
100 м; на кожного мешканця [167].
До групи обмеженого користування належать зе-
лені насадження на житлових територіях, навколо
шкіл, дитячих садків, суспільних будівель, спортив-
них споруд, підприємств охорони здоров'я, промис-
лових об'єктів, кемпінгів, пансіонатів, санаторіїв, бу-
динків відпочинку.
До озеленення спеціального призначення відно-
сять насадження на вулицях, у санітарно-захисних і
охоронних зонах та територіях ботанічних і зо-
ологічних садів, виставок, кладовищ, квіткових гос-
подарств. Сюди ж відносяться меліоративні та водо-
охоронні зелені насадження на околицях території
міст та селищ.
Озеленення значною мірою залежить від наявності,
близькості та площі лісових масивів. Ліси є складовою
частиною комплексу зеленої зони передмістя, основ-
не значення їх полягає у створенні найкращих
мікроклімати<Гних, екологічних і санітарно-гігієнічних
умов життя населення. Зелені насадження є могутнім
регулятором радіаційного та температурного режимів
міста, сприятливо впливають на склад і чистоту
повгіря, знижують рівень забруднення атмосфери і
міського шуму, виконують вітро- та снігозахисну
функції і є одним із найважливіших факторів охорони
грунту. Крім того, у поєднанні з різноманітними вод-
ними об'єктами, сади, парки, приміські ліси є найп-
ривабливішими місцями масового короткочасного та
тривалого відпочинку. Тут розміщуються дачі, сана-
торії, будинки відпочинку, туристичні бази. У великих
містах приміська зона становить 100 - 150 км. а для
Києва - навіть 200 км |222].
В Україні площа лісів становить 8457 тис. га, що
дорівнює 14,2 % загальної її площі [216|. Її гео-
графічне положення, особливості природних умов
254
зумовили розподіл площі лісу і різноманітний склад
порід дерев. Тут налічується 16 тис. видів рослин, се-
ред яких понад 25 видів листяних і хвойних порід,
які у різних поєднаннях переважають у насадженнях.
Ліси на території розміщені нерівномірно. У зоні
змішаних лісів (Полісся) вони становлять біля 40 %
від загальної площі лісів України. Для цієї зони харак-
терні дубово-соснові, грабово-дубово-соснові та дубо-
во-грабові ліси, бори на пісках, у підліску горішник.
У Лісостепу ліси займають більше 26 % загальної
плоші лісів України, а в самій зоні лише II %. Ос-
новними породами є дуб, бук, граб, липа, ясен, клен.
На піщаних терасах річкових долин зустрічаються
соснові ліси.
У Степу більша частина території розорана і зай-
нята культурною рослинністю, ліси збереглися лише
у вигляді невеликих ділянок (байрачні ліси, діброви,
соснові бори) і становлять 9 %. Населені пункти роз-
ташовані у Степу потребують штучного озеленення.
Для схилів Українських Карпат і Криму характер-
на висотна поясність ландшафтів. Схили Українсь-
ких Карпат до висоти 600 м вкриті широколистяни-
ми лісами з дуба, граба, клена та липи; више - ліси
з бука з домішками ялини та ялиці. На них припадає
трохи більше 21 % загальної плоші лісів. На схилах
Кримських гір переважають ліси з дуба. бука, сосни,
на яйлах — гірсько-степова рослинність, на Півден-
ному березі Криму — дубово-ялівцеві ліси (3,5 %) з
домішками листопадних та вічнозелених рослин се-
редньоземноморського типу (суничне дерево, дика
фісташка, іглиця тошо).
На території України найбільш лісистими є Закар-
патська, Івано-Франківська, Рівненська, Житомир-
ська. Волинська і Чернігівська області, де площа лісу
коливається у межах від 29 до 49 %. У деяких містах,
розмішених у лісистій місцевості, зелені насадження
становлять майже суцільний фон, на якому розмі-
шені житлові комплекси, суспільні центри, транс-
портні та пішохідні комунікації.
Відносно низька лісистість і нерівномірне розмі-
щення лісів у країні пов'язані не лише з особливос-
тями природних умов, але й значною мірою - з гос-
подарською діяльністю людини протягом тривалого
історичного періоду.
Неоднакова і ступінь озеленення міст в Україні, не
завжди вона відповідає встановленим нормам.
З мстою поліпшення умов проживання людини у
великих містах спеціалістами вивчено стан сучасно-
го озеленення території, потреби у ньому і розробле-
но норми зелених насаджень. Було визначено, шо ці
норми диференціюються за природними зонами
1157|. Так. питома вага озеленених територій різного
призначення у межах забудови міст повинна стано-
вити для Полісся та Лісостепу не менше 40 %, Сте-
пу - 45 %, а для Південного берега Криму — 50 %.
Згідно з цим середній рівень озеленення, за винят-
ком Полісся, не відповідає нормативам допустимого
мінімального рівня (табл. 3.12.12).
У Лісостепу та, особливо, у Степу, для досягнення
рівня гігієнічної норми озеленення міської забудови
необхідно створювати додаткове озеленення у
Таблиця 3.12.12
Середній рівень озеленення міста та його передмістя (%)
у природних зонах та регіонах
Природна зона, підзона, регіон	Місто	Передмістя
Полісся	43,8	37,8
Лісостеп	39,0	34.5
Центральний, південний Степ, Південний берег Криму	38,8	25,8
Передкарпаття, Закарпаття	38,1	50.0
вигляді різних структур зелених насаджень (парків,
бульварів, алей, площ, вулиць та ін.). У містах парки
повинні розбиватися вздовж набережних або морсь-
кого узбережжя (Одеса). У Степу особливого значен-
ня набувають лісонасадження, які захищають забудо-
ви з боку переважного напряму вітру.
Для пом'якшення кліматичних та санітарно-
гігієнічних умов у таких містах, як Донецьк,
Горлівка, Макіївка, де розташовано десятки вугіль-
них шахт; Маріуполь, Запоріжжя з великими мета-
лургійними і хімічними підприємствами, рівень до-
пустимого мінімального озеленення міської території
повинен збільшуватись не менше ніж на 10-15%; у
містах і селищах з великими залізничними вуадами —
на 5 - 10 %. Нормування зелених насаджень у містах-
курортах також має певні особливості. Тут норма
озеленення збільшується на 15 - 20 %, для південних
курортів — на 20 - 50 %.
Норма площі зелених насаджень загального корис-
тування на одного мешканця дорівнює для північних
та західних регіонів — 12 - 15 м1, у Лісостепу — 15 -
20 мг, Степу — 20 - 24 м' 119). Площа зелених насад-
жень у кварталах секційних будівель повинна стано-
вити також не менше 50 % території. Внаслідок еко-
номічних. господарських та інших причин цих норм
не завжди і не повсюди дотримуються, особливо у
південних містах (табл. 3.12.13).
Таблиця 3.12.13
Середні показники забезпеченості міста зеленими
насадженнями (м‘ на одного мешканця)
Природна зона, підзона, регіон	Місця загального користування	Вулиці та площі	Лісі лісопарки
Полісся	20,2	13,0	699,2
Лісостеп	18.4	14,4	583,5
Центральний, південний Степ, Південний берег Криму	15.7	15,8	248.8
Передкарпаття. Закарпаття	21.5	10,2	687.4
Озеленення міст та селиш спрямовано на лікві-
дацію або пом'якшення впливу різних негативних
екологічних явищ та поліпшення благоустрою,
ступінь якого має велике соціальне та економічне
значення. Зелені насадження поліпшують умови пра-
ці, побуту та відпочинку населення.
Зелені масиви зменшують концентрацію у повітрі
хімічних домішок і збагачують повітряний басейн
киснем. Ефективність впливу зелених насаджень за-
лежить від їх типу, висоти і щільності, плоші розпов-
сюдження, положення відносно переважного вітру.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
255
промислових підприємств та автотранспортних
магістралей.
Одним із найнегативніших для життєдіяльності
людини факторів є велика кількість у міській атмос-
фері хімічних речовин, які знаходяться у твердому,
рідкому і газовому станах.
У боротьбі із забрудненням повітря використо-
вується здатність рослин очищати повітря від газу та
пилу завдяки біологічним та фізіологічним проце-
сам. шо відбуваються у них. Частина газів, що зас-
воюється рослинами, може асимілюватися, зв’язува-
тись і осідати у листових пластинках чи навіть пере-
суватися по гілках та корі. Листя багатьох рослин
здатні поглинати із повітря вуглекислоту, окисли
азоту, сірчані сполучення і накопичувати їх у кліти-
нах. Установлено, що 1 га міських зелених насаджень
поглинає за одну годину 8 кг вуглекислого газу, який
вдихають за той же час 200 чоловік. За день гектар
лісу акумулює 220 - 280 кг вуглекислоти і одночасно
виділяє 180 - 200 кг кисню |24|.
Така природна лабораторія, як рослинність, спро-
можна відфільтрувати з повітря за рік 70 т пилу. Се-
ред зелених насаджень запиленість повітря у 2 - 3 ра-
зи менша ніж на відкритих міських територіях.
Здатність листя та гілок осаджувати пил прямо про-
порційно залежить від сумарної величини листової
поверхні а також від будови самого листя. Шорсткі,
складчасті, вкриті волосками, липкі листки осаджу-
ють та загримують більшу кількість пилу, ніж гла-
денькі. Якщо прийняти кількість пилу, затриманого
1 см’ поверхні листка тополі за одиницю, то кількість
пилу, затриманого таким же за площею листком кле-
на гостролистого становить 2, бузку 3. в'язу 6. Пил
на листках періодично змивається дощем, здувається
вітром і листя знову здатне його загримувати.
Зелені насадження можуть осаджувати у теплу по-
ру року від 21 до 86 % пилу. У цей час запорошеність
під кронами зменшується до 30 - 40 % порівняно з
відкритими просторами. Навіть у разі відсутності
листяного покриву насадження дерев та живі огорожі
з чагарника поглинають частину пилу.
Зелені насадження відіграють велику роль в очи-
щенні га оздоровленні атмосферного повітря від мікро-
організмів, які здатні зберігатися тривалий час і пере-
носитися на великі відстані. Особливо їх багато у
місцях скупчення людей. Більша частина рослин
виділяє летючі й нелетючі речовини — фітонциди, які
мають безпосередній бактерицидний вплив на мікро-
організми. Вони здатні вбивати шкідливі для людини
хвороботворні бактерії. Вплив рослин на іонізацію
повітря проявляється залежно від видового складу,
повноти і віку насаджень. Існує більше 500 вплів дерев,
які мають фітонцидні властивості. Особливо багато фі-
тонцидів утворюють хвойні породи: 1 га ялівця виділяє
за добу 30 кг летючих речовин, 20 - 25 кг виділяє сос-
на та ялина. До фітонцидних порід належать також дуб,
туя західна, береза, модрина сибірська, ялиця одно-
пвітна, граб, липа, тополя, черемха і т. ін.
Ці властивості рослин дозволяють використовува-
ти їх як високоефективний засіб оздоровлення нав-
колишнього середовища, що досягається підвищенням
іонізації атмосфери як усередині об’єкта озеленення,
так і на прилеглій до нього місцевості. Зелені насад-
ження зменшують забруднення мікробами на 19-40
%. Серед крон дерев ступінь іонізації збільшується у 5
- 7 разів, через це у парках кількість бактерій у 200
разів менша ніж у повітрі на вулицях [155].
Кожен мешканець великого промислового міста
відчуває негативний вплив міського шуму, рівень
якого іноді перевищує допустимі норми. Так, за ос-
танній час шум у містах зріс більше ніж у 2 рази.
Підраховано, що у таких містах шум у середньому
зростає на 1 Дб за рік.
Людина безболісно може переносити рівень шуму
не більше 35 - 40 Дб, у той час. як на пожвавлених
трасах шум досягає 90-100 Дб. Під час руху тролей-
буса утворюється шум 66 - 70 Дб. легкового авто-
мобіля 66 - 68 Дб, мотоцикла 72 - 84 Дб, трамваю 75
- 95 Дб. Зелені насадження у цьому випадку є заглу-
шувачами шуму. Ефект зниження шуму залежить від
характеру насадження, породи дерев та чагарників,
пори року, а також від сили шуму, який проходить
крізь насадження.
Щільні, зімкнені вертикально насадження здатні
знизити рівень шуму на 17-23 Дб, а невеликі скве-
ри усередині житлових кварталів - лише на 4 - 7 Дб.
Великі лісові масиви знижують рівень шуму навіть
авіаційних двигунів на 22 - 56 % порівняно з відкри-
тим місцем на такій же відстані. Найбільший шумо-
захисний ефект має хвойна рослинність та вічнозе-
лені листяні насадження в усі сезони року. Листяні
дерева відбивають близько 74 % звукової енергії.
Інтенсивність шуму на озеленених лротуарах у 10
разів меншд ніж на не озеленених. Внаслідок зву-
ковідбивної здатності, листя дерев є екраном на шля-
ху звукових хвиль [140]. У квартирах будинків, захи-
щених деревами, вуличний шум менший, ніж у не за-
хищених. Бульвари ж. розташовані посеред вулиць,
не послаблюють, а, навпаки, посилюють вуличний
шум у квартирах. З метою захисту від шуму створю-
ються густі непрозорі вертикальні смуги з кількох
рядів дерев та чагарників. Висота дерев повинна бути
не менше 7 м, оптимальна ширина смуги — біля 10 м.
За допомогою озеленення різних ділянок можна
значно поліпшувати або змінювати несприятливі
умови стосовно радіаційного, температурного та
вітрового режимів у потрібному для людини напрямі.
Одним із найважливих кліматоутворювальних фак-
торів для життя та діяльності людини є сонячна
радіація. Вона є головним джерелом теплової енергії
майже для всіх природних процесів. У зеленому ма-
сиві формується особливий радіаційний і температур-
ний режими. Тінь від дерев та кушів захищає людину
віл прямого та відбитого сонячного випромінювання.
Затінена деревами та чагарниками територія за
радіаційними характеристиками різко відрізняється
від відкритих просторів і щільної міської забудови.
Піл кронами дерев сумарна радіація становить лише
5 - 16 % від радіації на відкритому місці, а на озеле-
нених вулицях порівняно з не озелененими вона
дорівнює 5 - 30 %. П'ятиметрова смуга насаджень на
вулицях може знижувати теплове опромінювання
256
пішоходів більше ніж у 2,5 раза. Зниження сонячної
радіації зеленими насадженнями залежить від типу і
складу порід дерев, особливо рослин з крупним лис-
тям та густою кроною. Породи з дуже щільною кро-
ною (каштан, клен) мають найменший коефіцієнт
пропускання прямої радіації (0,83 - 0,86). Для дерев з
менш щільною кроною (дуб, платан східний, тополя
та ін.) він коливається у межах 1,54 - 2,35. У таких де-
рев як горіх грецький, сокора японська він дорівнює
2,98 - 4,95, а в акації з ажурною кроною досягає 7,76
- 9,00 1134|. Залежно від зімкнутості крон насаджень
під завісою дерев сумарна радіація знижується на 45
- 80 %. Густий ялиновий ліс затримує біля 99 % со-
нячної радіації, сосновий ліс — 96,8 % 1109].
Покриття тротуарів, стіни будинків, грунт поглина-
ють багато тепла і повільно випромінюють його
наприкінці дня, чим збільшують задуху у місті. Дешо
зменшити це негативне явище можна шляхом верти-
кального озеленення стін будинків. Кущі швидкорос-
тучого крученого винограду через 3-4 роки можуть
дати сумарну площу листя, яке дорівнює площі листя
20-річного дерева. Захисну від Сонця роль відіграють
також алейні насадження уздовж будинків та вулиць.
Трава та дерева характеризуються вищою відбив-
ною здатністю порівняно з відкритим грунтом і
різноманітними поверхнями міських споруд. Так,
альбедо листків клена гостролистого становить 50 %,
бруківки — 3 %, асфальту чорного - 4 %, покрівель-
ного заліза - 6 %, цегли червоної — 10 %. Особливо
високою відбивною здатністю виділяються газони. У
жарку сонячну погоду вони нагріваються значно
менше ніж інші поверхні: коли температура асфаль-
тового покриття досягає 45*С, то температура по-
верхні газону коливається у межах 22 - 24°С. У ре-
зультаті протягом літа травами поглинається 126 -
168 МДж/м; 1167|.
Температура і вологість повітря у міських умовах
піддаються значним коливанням, особливо у місце-
вості з нерівним рельєфом і озелененою територією.
Найнесприятливіші умови складаються у жаркі спс-
котні дні та холодні ясні ночі. У містах, розташова-
них у середніх та південних широтах, у літні жаркі
дні кам'яні стіни будинків, великі асфальтові та бе-
тонні покриття доріг, тротуарів, площ сильно
нагріваються, шо призводить до перегрівання
повітря, погіршує самопочуття людини, викликає
стресові ситуації.
Комплексна зелена зона міст призначена значно
знижувати температуру повітря і наближати стан
навколишнього середовища до певних оптимальних
для людини умов. За рекомендаціями [144] зона ком-
фортності знаходиться між 18 - 24"С для середньої
смути території України і 18 - 28"С для півдня за
швидкості вітру 2-6 м/с і відносній вологості 30 -
70 %. Найсприятливішою є температура в інтервалі
від 20,3 до 25,3“С, якщо відносна вологість повітря
досягає 85%, а швидкість вітру до 2 м/с.
Найвиша температура повітря характерна для
центру міста. Серед зелених насаджень парків в усіх
випадках влітку температура виявляється нижчою на
10 - 12 %, ніж серед забудов, навіть біля входу до
парку або скверу температура повітря порівняно з
відкритим місцем вже знижується на 0,6°С, відносна
вологість збільшується на 5 - 10 %, а швидкість вітру
зменшується у 7, а всередині насаджень - в 1 і разів.
Різниця температури повітря на озеленених і не озе-
ленених вулицях може досягати 4 - 5°С. Мікрокліма-
тичні відмінності озеленених і не озеленених дііянок
залежать від типу погоди та часу доби. Найбільш чітко
температурна рі зниця проявляється у тиху ясну пого-
ду вранці до і після сходу Сонця, а також у жаркі дні
опівдні. Значна мікрокліматична різниця за цих умов
відсутня у дощову похмуру погоду 12281.
Вертикальна зміна температури повітря у зелених
насадженнях відрізняється від її профілю на відкри-
тих місцях. У крупному зеленому масиві за умов
значного затінення формується ізотермічний, а для
вологого ґрунту — інверсійний профіль температури.
У розрідженому дсревостані зберігається інсо-
ляційний профіль, але градієнт температури тут мен-
ший ніж на відкритій ділянці |2|.
Установлено, що тривалість періоду з високою
температурою повітря (25 - 30“С і вище) та його пов-
торюваність у лісі набагато менша, ніж на відкрито-
му місці |236|. Зниження температури поверхні ґрун-
ту у зелених масивах може досягати 20"С.
Великі зелені масиви сприяють підвищенню воло-
гості повітря. Середня річна різниця відносної воло-
гості повітря у лісі й парках порівняно з полем ста-
новить 10 %, а максимальна - 40 % 1140]. Перепад
відносної вологості повітря у лісі та місті дорівнює 18
- 22 %. На відстані 500 м від зеленого масиву во-
логість повітря може збільшуватись на 30% порівня-
но з відкритою місцевістю. Для нешироких смуг на-
саджень (0,5 м) збільшення вологості (8 %) відчу-
вається вже на відстані 600 м.
Влітку вологість повітря у приміській юні вища на
15 - 17 %, ніж у місті, а взимку вона буває більшою у
лісі, ніж на околицях. У приміських лісах середня річ-
на вологість повітря порівняно з містом вранці нижча
на 12 - 13 %, а вдень та ввечері вища на 7 - 9 %. Підви-
щення вологості повітря на 15 % сприймається ор-
ганізмом так, як зниження температури на 3,5“С.
Велике значення дерев та трави у зволоженні
повітря пов'язано з випаровуючою властивістю рос-
линного покриву: І га навіть старих лубів випаровує
за день 26 т води, 1 га газону у період вегетації випа-
ровує у середньому 5-7 тис.м', а 1 га букового лісу
в період вегетації транспірує 4-5 тис. т вологи, шо
становить 20 - 70 % опадів [167].
У формуванні мікроклімату міста вітер також
відіграє важливу роль. Посилення вітру у місті завж-
ди має негативне значення. Міські зелені насаджен-
ня втричі зменшують силу вітру порівняно з його
швидкістю на відкритій міській території. Зниження
швидкості вітру можна досягти шляхом створення
зелених насаджень певної щільності та висоти дерев.
Швидкість вітру в лісі у середньому дорівнює 40 %
від швидкості його у містах і 25,8 % від швидкості на
відкритих просторах [140].
У містах зі складним рельєфом весною вночі і
вранці холодне повітря стікає по схилах замкнутих
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
257
форм рельєфу (яри. улоговини, амфітеатри). утворю-
ючи "озера холоду" і сприяє утворенню заморозків. У
цих випадках зелені насадження уздовж всього схилу
або на його частині перешкоджають стіканню холод-
ного повітря (39].
За допомогою зелених насаджень можна поліпши-
ти провітрювання населених пунктів у цілому чи ок-
ремих його районів. Створенням системи паркових
насаджень і бульварів, розташованих перпендику-
лярно до переважного напряму вітру, можна значно
зменшити несприятливий вплив вітру на мікро-
клімат. На підвітряному боці лісової смуги завширки
40 - 60 м затишшя розповсюджується на відстань, шо
дорівнює 10-кратній висоті дерев. Далі початкова
швидкість вітру поновлюється на відстані ЗО - 50 або
навіть 100-кратній висоті дерев.
Ефективним захистом від вітру є не тільки
суцільні смуги, але й окремі групи рослин, особли-
во ажурної конструкції з вертикальним зімкненням
крон до 60 - 70 %. Невеликі розриви у захисних сму-
гах та поєднання напряму алей і прилеглих вулиць
поліпшують провітрювання території та умови інсо-
ляції. Для поліпшення режиму інсоляції розріджені
насадження ущільнюються до повноти 0,5 - 0,7, на
півдні до 0,6 - 0,8, а дуже загущені, навпаки, розрід-
жуються.
В Україні озеленення міст є важливою державною
справою внаслідок швидкого росту міст, збільшення
кількості міського населення та погіршення санітар-
но-гігієнічних умов життя. Озеленення — одне із
найважливіших питань сучасного містобудівництва,
воно відіграє значну роль у благоустрої та оздоров-
ленні довкілля і найкращій організації відпочинку
населення.
3.12.3.	Мікроклімат саду
Сукупність насаджень дерев у процесі росту і роз-
витку створює особливий мікроклімат на обмеженій
території. Різноманітність кліматичних умов при-
родних зон України істотно впливає на урожайність
плодових культур. Урожай і його якість значною
мірою залежать від мікрокліматичних чинників, які
зумовлюють ефективність вегетації плодових дерев
|80, 8І. 152, 158]. Мікроклімат саду — не своєрідний
для сільськогосподарського ландшафту розподіл
(просторовий і часовий) сонячної радіації, темпера-
тури і вологості повітря, температури грунту,
опадів. Вивчення його дає можливість проводити
заходи, які б сприяли росту та родючості плодових
дерев.
Головним фактором росту плодового дерева є про-
цес фотосинтезу, який визначається в основному
інтенсивністю сонячної радіації. На фотосинтез вит-
рачається незначна частка енергії. Більша її частина
перетворюється на тепло, яке йде на нагрівання кро-
ни дерева, грунту, повітря і транспірацію.
Крона плодового дерева значно послаблює
радіаційні потоки, шо надходять до її верхньої межі.
Інтенсивність сонячної радіації змінюється залежно
від астрономічних і погодних умов, а тому у кроні
спостерігається різна енергетична освітленість листя,
що зумовлює неоднакові умови фотосинтезу, транс-
піраціїї і дихання у різних ділянках протягом світлої
частини доби.
Для крони яблуні - основного плодового дерева на-
ших садів — оптимальними вважаються такі умови, ко-
ли засвоюється 50 - 60 % сонячної радіації, шо спос-
терігається у полудень. У табл. 3.12.І4 наведено верти-
кальний розподіл сумарної радіації і забезпеченість оп-
тимальних світлових умов фотосинтезу (81. 153].
Таблиця 3.12.14
Вертикальний розподіл інтенсивності сумарної радіації
(мВт/см’ - чисельник) та забезпеченість (% - знаменник)
оптимальних світлових умов фотосинтезу за різної висоти
Сонця. Сонячна погода, хмарність 0-3 бали.
Господарство "Митниця", Київська область
Частина крони	Рівень вимірів, м	Середня висота Сонця, град.					
		54	44	36	24	15	9
Над кроною	8,6		^48		65	25Л 54	
3/4 висоти крони	5,6	69Л 150	134	^08			
Середина крони	3,0	Дд*					¥
Під кроною	0,7	1Ь2 26	жз 22	За	4.8 10	¥	¥
Визначено кількість сонячної радіації, що її недо-
отримує листяний апарат дерева для нормальної
життєдіяльності. Максимально можливу сонячну
енергію одержують листки верхньої частини крони,
орієнтовані перпендикулярно до сонячних променів,
а мінімальну - листки у середині крони, розташовані
у затінку.
Протягом дня найбітьша кітькість сонячної енергії
надходить до верхньої частини крони, дещо менша -
до південної та західної, значно менша — до
північної та східної. Внутрішня ділянка крони отри-
мує найменше сонячного світла. Верхня частина
крони яблуні на глибині до 1 м забезпечується на 85
- 90 % від кількості сонячної радіації над кроною, се-
редня — 30 - 35 % і нижня — на 15 - 20 %. Листя,
розташоване всередині великих крон, використовує
тільки 30 - 60 % сонячної енергії. Для висоти Сонця
нижче 36" забезпеченість оптимальних умов
освітлення всередині крони становить 20 - 45 %, у
середній і нижній частині зменшується до 10 - 20 %.
Не все периферійне листя у полудень повністю одер-
жує сонячну енергію. Найбільше отримує її листя,
перпендикулярне до сонячних променів (у 2 - 3 рази
више за норму). Менше норми забезпечується листя
у затінку, а також паралельне сонячним променям.
Верхня частина крони одержує прямої сонячної
радіації на 10 - 20 % більше ніж середня і нижня.
Більшість листяного апарату використовує розсіяну
радіацію (80 - 85 %), яка нерівномірно розподіляється
у кроні. У верхньому ярусі вона дорівнює 83 - 92 % від
її кількості над кроною, у середньому — зменшується
до 40 - 50 %, а в нижньому - до 20 - 25 %. У похму-
ру погоду до середньої частини крони проникає лише
23 - 33 % розсіяної радіації. У нижній ярус дерев за-
гущеного саду за висоти Сонця 45* і нижче розсіяна
радіація майже не надходить.
258
Крона поглинає близько 80 % короткохвильової
радіації, яка витрачається на фотосинтез, транс-
пірацію, нагрівання штамбу, скелетних і обростаючих
гілок та листя. Абсолютне значення поглинутої
радіації протягом дня у різних ярусах крони неодна-
кове. При висоті Сонця 60" верхній ярус поглинає ко-
роткохвильової радіації у 5 разів більше ніж нижній.
Зниження висоти Сонця призводить до зменшення
поглинутої радіації. Порівняно із сонячним днем у
похмуру погоду вона у 2 - 3 рази менша у верхній
частині та в 3 - 5 разів — у середній і нижній.
Денний хід радіаційного балансу подібний до ходу
сумарної радіації. У верхньому ярусі радіаційний ба-
ланс становить 90 - 95 %, середньому - ЗО - 34 %,
нижньому - 16 - 20 % від його значень над кроною.
Після заходу Сонця радіаційний баланс нижньої час-
тини крони близький до нуля, тому що випроміню-
вання підстильної поверхні під кроною компенсуєть-
ся випромінюванням крони. В інших частинах кро-
ни радіаційний баланс стає від'ємним.
Основна частина фотосинтетично активної радіації
(ФАР) поглинається верхнім ярусом крони. Найбіль-
ша кількість ФАР припадає на сонячну сторону, а
найменша - на тіньову. Коливання ФАР у кроні до-
сить значне і становить 1 - 6 мВт/см! (табл. 3.12.15).
Таблиця 3.12.15
Розподіл інтенсивності сумарної і фотосинтетично активної
радіації (мВт/см3) у різних сторонах крони. Висота Сонця 52°.
Господарство "Митниця". Київська область
Вид радіації	Сторони крони				
	північна	східна	південна	західна	центральна
Рівень вимірів- 2,2 м					
Сумарна	7.7	9.8	24,4	5.6	10,5
ФАР	1,7	1.1	3,7	1.6	2.0
Рівень вимірів-0,7 м					
Сумарна	7,7	8.4	9.1	3.5	
ФАР	0.9	1.4	6.0	0.5	
Різний розподіл сонячної радіації у кроні призво-
дить до нерівномірного розподілу урожаю: більша ча-
стина плодів (80 - 85 %) знаходиться у периферійній
зоні глибиною до 90 см і лише 15 - 20 % припадає на
внутрішню, яка за об'ємом менша від периферійної.
Основними видами діяльної поверхні у саду є кро-
на дерев, грав’яниста рослинність і поверхня фунту.
Залежно від ступеню заповнення простору саду кро-
нами дерев ці види діяльної поверхні мають неодна-
ковий вплив на формування мікроклімату. За таких
умов важлива роль належить фазам розвитку плодо-
вих дерев, які зумовлюють мікрокліматичну різницю
між садом і полем. У першій половині вегетаційною
періоду середня температура повітря у міжрядді саду
і на полі на висоті 20 см від поверхні фунту
відрізняється на 0.7 - О^’С, а на висоті 200 см
відмінності становлять 0,5"С. У денні години на ви-
соті 20 см температура повіїря на полі зазвичай ви-
ша ніж у міжрядді саду. На висоті 200 см температу-
ра на полі нижча у денні години і вища вночі. Мак-
симальна різниця середньої температури під кроною
яблуні і на полі на висоті 20 см досягає —1,6...—1,3“С.
На висоті 200 см її значення (між кроною і полем)
значно нижчі (—0,8...-0,6"С). Найбільші розбіжності
між температурою повітря у кроні і на паті спостеріга-
ються у полудень і після патудня. У нічні години тем-
пература саду і поля частково вирівнюється і різниця
зменшується до —О,7...-О,3“С. В окремі сонячні
безвігряні дні температура на полі на висоті 20 см пе-
ревищує температуру повітря у міжрядді саду на
3,2*С, а на висоті 200 см - на 1,4 “С.
У другому періоді вегетації значне збільшення кіль-
кості біомаси у саду призволить до зниження середньої
температури повітря у міжряддях на 1,3 - 1,74?
порівняно з полем. У денні години на висоті 200 см
температура на полі виша, а в нічні — нижча. У зв'яз-
ку з малою вентиляцією крони збільшується різниця
між температурою крони і поля. На висоті 20 см вона
досягає -2,3...-І,5“С, а на висоті 200 см становить
—1,3...-0,8°С. Різниця температури повітря між садом і
полем визначається насамперед заповненістю біома-
сою повіфяного простору саду а також залежить від
типу погоди і швидкості вітру. Найбільші розбіжності
відмічаються у полуденні і післяполуденні години,
найменші — у ранкові. У жарку безвітряну погоду вер-
тикальний розподіл температури повітря у кроні до
висоти 6,5 м і више має два максимуми і два мініму-
ми. У денні години в нижній частині крони вона най-
менша, далі з висотою підвищується і над кроною
знову знижується. У нічні години від поверхні фунту
до верхівки крони температура повіїря підвищується,
а над кроною - знижується.
Термічний режим загущеного саду, внаслідок ве-
ликого затінення грунту кронами дерев, значно
відрізняється від освітлених садів, де сонячна
радіація легко проникає у міжряддя і під крону. У за-
гущених садах значно знижується максимальна тем-
пература повітря.
Мікроклімат саду істотно відрізняється від
мікроклімату відкритої місцевості особливо у соняч-
ну безвіфяну погоду. Мікрокліматичні відмінності
температури повітря за таких умов становлять
декілька градусів, а на поверхні фунту зростають до
10“С і більше |229).
Різницю температури фунту о 15 год між садом і
метеорологічною станцією наведено у табл. 3.12.16.
Таблиця 3.12.16
Різниця температури поверхні • у (°С).
15 год. Яблуневий сад - метеорологічний майданчик
Область	Рік посадки	Температура поверхні • у, ‘С					
		20	25	ЗО	35	40	45
Вінницька	1962	•1,6	-4,7	-7.8	-11,0	-14,2	
Вінницька	1954	-0.6	-3,9	-7.2	-10,6	-14,0	-17.3
Київська	1961	-4,0	-6.5	-9.0	-11,6	-14,1	-16,6
У літній сезон найнижча температура фунту спос-
терігається у центрі та в середині північного сектора
проекції крони, до яких надходить мінімум прямої
сонячної радіації, найвища — у міжрядді та в кінці
південного і західного сектора. Амплітуда коливання
температури фунту на глибині 20 см наприкінці че-
рвня у міжрядді становить 6,4“С, на краю південної
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
259
частини проекції 4,8"С, у центрі — лише 2,1°С. У
різних ділянках проекції крони створюються різно-
манітні температурні умови для росту коренів. У
верхньому горизонті грунту (0 - 20 см) найбільша
довжина і ваіа коренів у північному секторі, а на
глибині 60 - 80 см — вона найменша. Краще вони
розвиваються на тих ділянках, де створюються опти-
мальні температурні умови і немає перегрівання.
Заповнення кронами дерев повітряного простору са-
ду призводить до підвищення відносної вологості
повітря порівняно з відкритою місцевістю. Вдень заз-
вичай у саду підвищення становить 5 - 10 %, а
парціальний гиск водяної пари збільшується на 0,5 -
2,0 гПа. У години максимальної температури повігря
відносна вологість у саду виша на 2 - 8 % порівняно з
відкритими рівними ділянками, а парціальний тиск
водяної пари - на 1 - 2 гПа, причому ця різниця зу-
мовлюється не тільки віком саду, а й загальним рівнем
вологості повітря. Ранком парціальний тиск водяної
пари молодого салу наближається до умов відкритої
місцевості, а виносна вологість навіть дещо нижча.
Спостереження за режимом швидкості вітру в садах
різних варіантів свідчить про її значне зменшення у
саду порівняно з відкритою місцевістю. Навіть на по-
чатку вегетації у травні, за незначної загущеності кро-
ни дерев листям, швидкість вітру в салу не перевищує
З м/с, а в цей же час на відкритих рівних ділянках
спостерігається сильний вітер (10 м/с і більше).
Швидкість вітру у кроні дерева, коли його сила за ме-
жами саду дорівнює 2 - 10 м/с і більше, становить
тільки 0-3 м/с.
Крона дерев затримує рідкі опади і створює
своєрідні умови їх надходження до грунту під кроною
і у міжряддях. Встановлено, шо опади до 2 мм
повністю затримуються кроною. Найбільша кількість
опадів, шо затримуються у кроні, відмічається в
центрі, до периферії вона зменшується, а на кінцях
крони (у результаті стікання крапель) майже всі
опади потрапляють у міжряддя. Важливе значення у
життєдіяльності плодових дерев мають і зимові опади
у вигляді снігу, оскільки вони формують майбутній
запас вологи і регулюють температуру і глибину про-
мерзання грунту. Сніговий покрив у садах залягає
нерівномірно. Найменша його висота спостерігається
біля стовбурів, а найбільша - у міжряддях. Різниця у
глибині промерзання між цими ділянками становить
у середньому 10 - 20 см. Нерівномірність залягання
снігу на різних віддаленнях від штамбу зумовлює
різну щільність снігового покриву, що створює неод-
накову теплопровідність, яку необхідно враховувати
для запобігання пошкодження кореневої системи.
Урахування біологічних особливостей і способів
формування крони плодових дерев дає можливість
створити оптимальний мікроклімат для розвитку і
плодоношення саду, отримання якісного урожаю.
Рано навесні відмічається велика різниця температу-
ри штамбів і гілок, коли сонячні промені вільно про-
никають у крону і по різному нагрівають деревину.
Неоднакове нагрівання покривних і провідних
тканин на ділянках гілок створює різні умови для
пересування поживних речовин.
Різниця температури верхівок обростаючих пагонів
і глибинних коренів становить 15 - 17*С , а в жаркі
дні вона буває і більша. Температура листя має знач-
ну строкатість. Найвищу температуру має листя, роз-
ташоване перпендикулярно до сонячних променів, а
найменшу — те, що знаходиться всередині крони.
Температура поверхні плодів також неоднакова зав-
дяки їх складній формі. На них падають сонячні про-
мені під різними кутами, шо зумовлює нерівномірне
нагрівання окремих їх частин. Різниця температури
плодів на Сонці та в затінку в середньому дорівнює
8 - І4*С, а в окремих випадках значно більша. Тем-
пературні контрасти впливають на біохімічні проце-
си і якість плодів. Кількість цукру в яблуках, освітле-
них Сонцем, на 2.0 - 3,5% виша, ніж у тих, шо зна-
ходяться у тіні.
У морозний сонячний день відбувається нерівномір-
не нагрівання покрівних тканин обростаючої дереви-
ни. Ступінь нагрівання залежить від температури по-
вітря і кута падіння сонячних променів на гілки. За
температури повітря (УС температура покривної тка-
нини скелетних і обростаючих гілок позитивна (2 -
5"С) і тільки з північної сторони штамбу і великих
гілок вона від'ємна (-І°С). Зниження температури
повітря до — І ТС призводить до зменшення темпера-
тури окремих ділянок крони до —10...—5°С (з південної
сторони штамбу, східної і західної скелетних гілок). У
похмурі дні та в нічні години температура покрівної
тканини вирівнюється і у більшості випадків на 1 - 3"С
нижча від температури повітря. Крона плодового дере-
ва протягом доби зазнає значно більших температур-
них коливань, ніж повітря (на 8 - 16”С), тому пошкод-
ження пагонів і плодових бруньок може відбуватися за
умов позитивної температури повітря.
Несприятливий комплекс погодних умов призво-
дить до втрати урожаю. Плодові культури потребу-
ють вищої вологості повітря та меншої амплітуди
температури порівняно з полем і відкритою
місцевістю. Спосіб формування крони, що зумовлює
оптимальний мікроклімат, може бути дієвим засобом
збільшення урожаю. У садах із загущеною кроною
загальна кількість цукру у верхній периферійній час-
тині крони на 1,0 - 2,5 % більша порівняно з нижнь-
ою периферійною частиною. Найменше (8.3 %) цук-
ру у плодах всередині крони і біля штамбового прос-
тору, найбільше (10.2 %) - у верхній частині крони.
У садах, де більше листової поверхні на одиницю
об'єму (краще використання сонячної енергії), дещо
виша відносна вологість, нижча температура повітря
і грунту, врожаї значно виші. Це підтверджують дані
урожаю у господарстві “Митниця", в якому запов-
нення простору саду майже вдвічі більше ніж у гос-
подарстві "Бортничі” (табл. 3.12.17). Надбавка уро-
жаю у господарстві "Митниця" за рахунок кращого
використання про-
стору саду та більш
вологого і прохо-
лодного повітря
становила пересі-
чно 59 ц. Плодові
дерева тут мають
Таблиця 3.12.17
Урожай (ц/га) яблук у садах різних
господарств
Господарство	Роки		
	1966	1967	1968
"Бортничі"	64.5	54,1	80,3
“Митниця"	80,0	94,2	196,4
260
великі крони і майже повністю займають плоші жив-
лення.
Отже, доцільним є створення таких мікрокліма-
тичних умов для плодових дерев, які сприятимуть
підвишенню урожайності і ефективності росту садів.
3.12.4.	Мікроклімат водойм та прибережних
територій
Повітря, яке переміщується з суходолу на водойму
і у зворотному напрямі та додатковий локальний
градієнт тиску визначають особливості процесів теп-
ло- і вологообміну між ними і впливають на зміну
метеорологічних величин.
На відміну від суходолу розповсюдження тепла у воді
відбувається не тільки внаслідок теплопровідності, а як і в
повітрі, через турбулентність та горизонтальну адвекцію.
Виникають істотні відмінності у формуванні окремих скла-
дових теплового балансу водойм порівняно з аналогічними
характеристиками оточуючого суходолу. Близько 90 %
радіаційного балансу поверхні водойми витрачається на
нагрівання і лише ІО % — на турбуленпшй теплообмін,
який протягом доби коливається у незначних межах. Тим
часом над суходолом, особливо в умовах антициклонічної
погоди, теплєхібмін між підстильною поверхнею і повітрям
протягом доби зазнає значних змін. З урахуванням цих
процесів масштаби вертикальних і горизонтальних
відмінностей, шо створюються над водною поверхнею, за-
лежать віт розмірів водойм, які розподіляють на три групи
[2І2|: великі або необмежені водойми протяжністю понад
100 км (сюди відносять моря та океани); обмежені водні
об'єкти розміром від І до 100 км; малі водойми з про-
тяжністю 1 км та менше.
Мікрокліматичні особливості узбережжів морів,
озер, водосховищ та великих річок мають спільні ри-
си. У добовому ході у прибережній зоні, порівняно з
віддаленими районами, зменшується денна і підви-
щується нічна температура повітря, вітер з водойми
завжди збільшує відносну вологість і парціальний
тиск водяної пари, внаслідок незначної шорсткості
водної поверхні має більшу швидкість, ніж над сухо-
долом. У річному ході на узбережжі навесні темпера-
тура повітря знижується, а восени підвищується.
Різні умови теплообміну між повітрям над водною
поверхнею і суходолом сприяють формуванню у при-
бережній зоні морів, озер та водосховищ додаткового
горизонтального градієнта тиску і виникненню бри-
зової циркуляції, внаслідок чого відбувається зміна
напряму і швидкості вітру протягом доби. Для во-
дойм різних розмірів існує граничне значення добо-
вої амплітуди температури повітря, завдяки чому
формується бризова циркуляція |35|. Горизонтальне
переміщення повітряних мас не сприяє розвитку
конвективних процесів, утворенню конвективної
хмарності у прибережній зоні, шо зумовлює змен-
шення хмарності і кількості опадів та збільшення
прямої сонячної радіації.
У теплий період року за умов антициклонічної пого-
ли і бризової циркуляції вплив Чорного і Азовського
морів простежується у середньому на відстані 60 км, а
в окремих випадках — до 100 км [230]. Різниця
середнього максимуму температури повітря між
морською станцією (Тендрівський маяк) і метеоро-
логічними станціями, де вплив моря не спосте-
рігається (за 50 - 115 км), у першу половину теплого
періоду становить 3 - 4°С, а в другу — 2 - 3"С (табл.
3.12.18). На захід від морської станції підвищення
максимальної температури повітря простежується до
80 км від моря (Болград), на північ — до 105 - 115 км
(південніше Затишшя і Вознесенська). на схід - до
45 - 50 км (північніше Асканії-Нової і Попелака). У
тих же межах спостерігається вплив моря на середній
мінімум температури повітря.
Таблиця 312.18
Різниця середнього максимуму температури повітря (°С) між
морською станцією Тендрівський маяк і метеорологічними
станціями на суходолі
Напрям профілю	Станція	IV	V	VI	VII	VIII	IX
Південно- західний	Одеса	0.5	0.4	0.5	1.0	0.3	-0.2
	Базарянка	1.8	1,4	1.6	2.1	1.4	0,8
	Сарата	4.0	3.6	3.0	3.1	2,7	2.1
	Болград	4.6	3.4	3.0	3,3	3.2	2,6
Північно- західний	Одеса	0.5	0.4	0.5	1.0	0.3	-0,2
	Роздільна	3.2	2.9	2.3	2.2	1.7	1.0
	Сербка	3,5	3.4	2.7	3.1	2.2	1.4
	Затишшя	3,0	2,8	1.5	1.4	1.1	0.6
	Любашівка	2.8	2,6	1.5	1.3	1.0	0.2
ПІВНІЧНИЙ	Очаків	1,1	1.1	1.2	1.4	1.0	0,4
	Тилігуло- Березанка	3,2	3.1	2.7	3.1	2.6	1.6
	Баштанка	3,6	3.7	2.9	3,1	2.5	2.0
	Вознесенеьк	4,0	4,1	3,2	3.3	2.9	2.1
	Первомайськ	3.3	3,2	2,1	2,0	1.7	0.8
Східний	Очаків	1.1	1.1	1,2	1.4	1.0	0.4
	Бехтери	2.8	2.8	2,5	2,9	2.3	1.6
	Асканія-Нова	3.9	3.9	3,8	4,1	3,7	2.6
	Попелах	3.3	3.2	4,1	4.3	3.5	2.5
	Нижні Сірогози	4.3	4.3	3.7	4,1	3,5	2.3
У районах, де відсутній вплив нічного бризу, ство-
рюються умови для застоювання та вихолоджування
повітря. Зниження мінімуму температури повітря у
вересні і жовтні досягає 5,0 - 5,5"С.
Вплив моря проявляється і в утворенні заморозків. У
віддалених від моря районах Причорномор'я останній
(весняний) заморозок спостерігається на 18 - 22 дні
пізніше, а перший (осінній) - на 35 - 38 днів раніше
порівняно з морською станцією (Тендрівський маяк).
Відповідно на узбережжі тривалість безморозного
періоду збільшується на 55 - 60 днів (табл. 3.12.19).
У районах, де вплив моря не простежується,
відносна вологість повітря зменшується. З квітня до
серпня на межі впливу водойми вона знижується на
20 - 25 %, а в інші місяці - на 10 - 15 %. Хмарність
біля моря також зменшується. Протягом року
ймовірність хмарності, в основному конвективної, у
напрямі суходолу о 13 год збільшується. На певній
відстані (влітку - це межа бризової циркуляції) утво-
рюється пояс хмарності, який простежується до Са-
рати. Роздільної, Тилігуло-Бсрсзанки. Асканії-Нової
і Попелака Відповідно і число днів з опадами збіль-
шується у напрямі суходолу і досягає максимуму на
межі хмарності.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
261
Таблиця 3.12.19
Різниця дат заморозку і тривалості (дні) безморозного періоду
між морською станцією Тендрівський маяк і метеорологічними
станціями на суходолі
Напрям профілю	Станція	Різниця дат заморозку		Зменшення тривалості безморозного періоду, дні
		1| Й	перший (раніше)	
Південно* західний	Одеса	5	11	16
	Базар'янка	16	ЗО	46
	Сарата	18	35	53
	Болград	11	ЗО	41
Пвінічно- західний	Одеса	5	11	16
	Роздільна	13	24	37
	Сербка	18	37	55
	Затишшя	15	29	44
	Любашівка	23	36	59
Північний	Очаків	9	15	24
	Тилігуло- Березанка	22	37	59
	Баштанка	22	38	60
	Вознесенеьк	19	39	58
	Первомайськ	18	39	57
Східний	Очаків	9	15	24
	Бехтсри	13	26	39
	Асканія-Нова	22	34	56
	Попелак	22	34	56
	Нижні Сірогози	22	37	59
Вплив Азовського моря на метеорологічні величи-
ни суходолу простежується на меншу відстань, ніж
вплив Чорного моря. Розбіжності середніх показ-
ників теплозабезпеченості між метеорологічними
станціями, розташованими на різній відстані від мо-
ря, і береговими наведено на рис. 3.12.2. Залежність
цих характеристик від впливу моря простежується на
відстані 10 - 20 км від узбережжя. Найбільша їх зміна
відбувається у найближчій (3-5 км) при-
бережній смузі. На відстані 10 км від мо-
ря на 3,5 - 4,0"С знижується середній
мінімум температури повітря восени, на
40 - 50 днів скорочується тривалість без-
морозного періоду, а сума температур
І0"С і вище зменшується на 800X2, у той
час, як максимальна температура повітря
вглиб суходолу зростає на 2,5 - 3,0’С.
Внаслідок різних форм рельєфу на одна-
ковій відстані від берега ці показники
можуть відрізнятися. В окремі дні жовт-
ня зниження мінімальної температури
повітря на відстані 70 - 80 км від берега
коливається у межах від 1,5 до 8,5“С.
Вплив моря на метеорологічні величи-
ни у прибережній смузі (до 5 км)
досліджувався також експериментально.
Установлено, що мінімальна температура
повітря на відстані 2,5 км нижча на 2,0 -
2,5 “С ніж біля моря (рис. 3.12.3). В ок-
ремі дні, внаслідок зміни погодних умов,
різниця коливалась у межах 1 - 8X2.
Найбільші зміни у розподілі мінімальної температу-
ри повітря відбуваються у прибережній смузі зав-
ширки 500 м, де її значення зменшуються порівняно
з узбережжям на 1,2 - 2,5"С. У прибережній смузі
внаслідок впливу моря спостерігається збільшення
сум температури повітря.
Помітний вплив Чорного і Азовського морів прос-
тежується на тривалості сонячного сяйва. У західній
частині Причорномор’я, з віддаленням від моря
відбувається істотне її зменшення у квітні-травні. У
Болграді тривалість сонячного сяйва порівняно з
Одесою менша на 50 год. незважаючи на те, що Болг-
рад знаходиться південніше Одеси. Приблизно таке ж
зменшення тривалості сонячного сяйва відносно су-
ходолу спостерігається з березня до липня у районі
Миколаєва, га з квітня до вересня — Асканії-Нової.
На узбережжі Азовського моря відчутне зменшення
сонячного сяйва відзначається на меншій відстані. У
районі Пришибу з квітня до вересня воно майже на
170 год менше ніж у Ботієвому.
Вплив моря на вітровий режим проваляється не гак
чітко, як на температуру і вологість повітря, проте
швидкість вітру поблизу берега у середньому виша,
ніж у віддалених районах. Це відбувається внаслідок
теплофізичного контрасту морс-суходіл і зменшен-
ня шорсткості водної поверхні, та виникнення до-
даткового градієнта атмосферного тиску.
У холодний період року вплив моря розповсюд-
жується майже на ту ж відстань вглиб суходолу, шо і
у теплий. З віддаленням від моря на 50 - 70 км у
північному і східному напрямі, незважаючи на пере-
важання північного і східного вітру, спостерігається
зниження мінімальної температури повітря на 3 - 4"С
і максимальної - на 1 - 2°С. Починаючи з січня
різниця мінімальної температури повітря між морем і
суходолом зменшується (на 2 - 3X2), а просторова
різниця максимуму температури повітря у березні
змінює: свій знак.
дні
0	20	40	60	80	КМ
Рис. 3.12.2. Зміни під впливом моря; тривалості (дні) безморозного
періоду (а); середнього мінімуму температури повітря (’ С) у жовтні (б);
суми температури 1(гС та вище (в).
262
а - мінімальна температура, б - максимальна температура, в - швидкість вітру.
Рис. 3.12.3. Зміни температури повітря (°С) та швидкості вітру (м/с)
під впливом моря (за експедиційними даними).
Порівняння метеорологічних величин
на узбережжі і на метеорологічних стан-
ціях, розташованих за межами впливу
Каховського водосховища (Лошкарівка,
Нижні Сірогози), виявило, що середня
температура повітря вдень у літній сезон
на узбережжі на 1.3 'Є нижча, а відносна
вологість на 17 % виша (3|. Швидкість ві-
тру у 1,5 - 2 рази вища, ніж у глибині су-
ходолу (Лошкарівка). В умовах відкрито-
го Степу на 2,9X2 підвищується макси-
мальна і на 2,8"С знижується мінімальна
температура повітря. У вечірні години тем-
пература повітря за профілем узбережжя-
суходіл вирівнюється. Вночі на узбереж-
жі у середньому на 2°С тепліше, в анти-
циклонічних умовах — на 4"С. Найбільша
різниця між температурою повітря на бе-
резі водосховища і суходолі спостерігає-
ться о 15 год. Амплітуда добової темпера-
тури повітря на узбережжі не перевищує
9"С, а у віддалених районах Степу вона
досягає 18°С. За умов похмурої погоди
амплітуда відповідно становить 6 і 14°С.
Добовий хід відносної вологості повітря зумов-
люється в основному особливостями добового ходу
температури, досягаючи мінімуму у денні години та
максимуму вранці. Вдень на узбережжі Каховського
водосховища вологість у середньому на 10 - 15 % ви-
ша ніж за межами його впливу. Добова амплітуда
відносної вологості за циклонічної погоди становить
15 - 25 %, а в районах віддаленого Степу змінюється
у межах ЗО - 40 %. В умовах антициклонічного типу
погоди добова амплітуда відносної вологості повігря
на узбережжі збільшується до ЗО - 40 %, а за межами
впливу - до 40 - 60 %.
Зона впливу моря на відносну вологість повітря у
холодний період майже така, як і на температуру
повітря, а межа впливу на хмарність наближається до
берегової лінії.
Для виявлення впливу моря на метеорологічні ве-
личини прибережної зони також проведено
порівняння середньої місячної температури і воло-
гості повітря на метеорологічних станціях Чорно-
морське та Євпаторія (порт), розташованих на березі
моря і на станціях Клепинінс і Воронки, які знахо-
дяться у центральній частині Криму [191). Для кож-
ної пари станцій (одна з них на березі моря, а інша
— у глибині півострова) визначалась відповідна
різниця температури і парціального тиску водяної
пари. На рис. 3.12.4 для липня наведено їх добовий
хід. Зміна протягом доби температурної різниці ап-
роксимується синусоїдальним законом:
ДТ= 3,85 8іп (0,26 і + 0.75) - 1,	(3.12.1)
де 0 £ І < 2.4, оскільки і це конкретна частина до-
би. Аргументи синуса виражені у радіальній мірі. У
липні близько 9 год, внаслідок розвитку морського
бризу вплив моря на парціальний тиск водяної пари
призводить до його істотного підвишення.
В Україні велика кількість природних і штучних
водойм, які також впливають на мікроклімат прилег-
лої території. Вони спричинюють зміни у гідромете-
орологічному режимі їх акваторій і узбережжя, деякі
з них мають негативний вплив. Так, посилення
швидкості вітру та зміна льодових умов ускладнюють
судноплавство,
Вплив водосховищ на метеорологічні величини
визначається їх протяжністю, глибиною а також
фізико-географічними особливостями узбережжя,
що можна простежити на каскаді Дніпровських во-
досховищ.
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
263
Збільшення відносної вологості повітря над водос-
ховищем запобігає виникненню на його узбережжі
посух і суховіїв, які досить часто спостерігаються у
Степу протягом літнього сезону. За даними експери-
ментальних спостережень не зафіксовано появи су-
ховію на Каховському водосховищі (острів Кут), а
на метеорологічних станціях, віддалених від узбе-
режжя, на 5 км і більше, їх було від 6 до 22 випадків.
Водночас, відносна вологість повітря на такій же
відстані мала однакові значення з тими, що фіксува-
лись за 40 - 60 км від узбережжя.
Каховське водосховище впливає і на характеристику
вітрового режиму. Середня швидкість вітру на узбе-
режжі (Ушкалівка, Грушевська дамба) у 1,6 рази біль-
ша ніж на відстані 40 км у Степу (Лошкарівка). Зі спо-
рудженням водосховища почастішали сильні вітри, які
порушують ритм роботи водного транспорту. На узбе-
режжі збільшилась повторюваність сильного вітру
порівняно з віддаленою територією. Влітку на Гру-
шевській дамбі у 70 % швидкість вітру перевищувала
7 м/с, а в 28 % - 10 м/с. За той же період у Лошкарівиі
швидкість вітру понад 10 м/с не спостерігалась.
Кременчуцьке водосховище також впливає на фор-
мування мікроклімату водойми і прзьтеглого суходолу.
Влітку денний термічний контраст між водосховищем
і суходолом менший нічного, але достатній для виник-
нення бризової циркуляції. Зона впливу чітко просте-
жується на відстані 10 км (Чигирин) у районі найшир-
шої частини водосховища. Різниця максимальної тем-
ператури повітря між узбережжям (с.Адамівка) та Чи-
гирином становзєча 2“С, а мінімальної —3®С. Відносна
вологість повітря влітку у денні години на метеоро-
логічній станції Кременчуцької ГМО (гідрометеоро-
логічної обсерваторії) на 12 - 16 % виша ніж у Чиги-
рині. Вночі спостерігається збільшення її у Чигирині
на 8 - 14 %. Вранці (6-9 год) і ввечері (18-21 год)
відносна вологість повітря на обох пунктах майже не
відрізняється. Середня швидкість вітру за рік над Кре-
менчуцьким водосховищем (5-6 м/с) виша ніж над
Каховським (4-5 м/с). Найбільше число днів зі
швидкістю вітру понад 13 м/с спостерігається у січні і
листопаді. Тривалість такого вітру у 60 % не переви-
щує 6 год, а в 8 % вона становить 24 год і більше.
Згідно з розрахунковим методом, оцінка впливу
водойм розміром до 100 км на температуру і во-
логість повітря визначається за формулами|2І2|:
Те-Тс = (Тп- Тс) X Рт<	(3.12.2)
/е-^с=(/т.- #с) х Б,	<3.12.3)
Те/е - температура повітря і парціальний тиск во-
дяної пари на відстані від берегової лінії у бік
суходолу:
Тс, с - метеорологічні величин, які характеризують
суходіл за межами зони вплину;
Тп — температура поверхні води;
- вологість насичення при температурі по-
Тр
верхні води;
ЕТ.Е _ функції, які характеризують трансформацію
повітряного потоку над суходолом і залежать
від розміру водойми.
Одним з вирішальних чинників, що визначає
вплив водойми на вологість повітря є температура
поверхні води. Фізичні особливості формування тем-
ператури поверхні води зумовлюються не стільки IV-
ризонтальними розмірами водойми, скільки її глиби-
ною. За формулами 3.12.2 і 3.12.3 на різній відстані
від Кременчуцького водосховища розраховано різни-
цю температури повітря і парціального тиску водяної
пари | 2 |. Використано середні місячні значення ме-
теорологічних величин на станції Умань (170 км від
водосховища). У квітні та липні вплив визначається
(табл. 3.12.20) для денних умов (15 год), а в жовтні -
для нічних умов (03 год).
Таблиця 3,12.20
Різниця температури повітря (’С) - чисельник та парціального
тиску водяної пари (гПа) знаменник між суходолом (Черкаси)
і на різній відстані від Кременчуцького водосховища
Місяць	Відстань, км							
	0,0	0,1	0,3	0.5	1.0	3,0	5.0	10
Квітень (15 год)	1,7			к 5	0^			22
Липень (15 год)		я	&				0^	&
Жовтень (3 год)	н	1.4	н		81	81	81	81
Помітний вплив Кременчуцького водосховища на
температуру і вологість повітря за середніми місячни-
ми характеристиками у районі Черкас розповсюджу-
ється углиб суходолу на відстань до 10 км. Найбіль-
ших змін зазнає вологість повітря у літній сезон.
Особливе місце займають водойми, для яких теп-
лофізичний контраст вода-суходіл (|юрмується не
тільки загальним кліматичним фоном, а ще й штуч-
ною адвекцією тепла протягом року, шо має місце
для водойм-охолоджувачів.
Вплив басейну-охолоджувача Чорнобильської АЕС
(довжина - 11 км, ширина - 2 км) визначався за ре-
зультатами експедиційних досліджень (весною, влітку
та восени). За результатами аналізу даних спостере-
жень метеорологічних станцій та експериментальних
спостережень можна зробити деякі висновки.
Регульоване надходження тепла у водойму створює
специфічні умови формування мікроклімату узбе-
режжя. На відміну від природних водойм, ставку-
охолоджувачу у більшості випадків властивий утеп-
люючий ефект протягом всього року, тому ЩО він не
замерзає. Помітний вплив Чорнобильського ставка-
охолоджувача на температуру і вологість повітря по-
ширюється найчастіше у межах 0,5 км від берегової
лінії углиб суходолу.
У зв'язку зі штучним підігрівом Чорнобильського
ставка-охолоджувача, порівняно з аналогічною при-
родною водоймою, утеплюючий ефект збільшувався
у нічні години на 0,1 - 0,3 *С. Приблизно у таких же
межах відмічається охолоджуючий ефект у денні го-
дини. Штучне підвищення температури води, яке
послаблює стійкість стратифікації атмосфери над во-
доймою, а також відсутність льодоставу, посилюють
вплив водойми на швидкість вітру. Над водосхови-
щем швидкість вітру у 2,0 - 2,5 рази виша ніж за ме-
жами впливу водойми.
264
Отже, прибережна територія морів га водойм Ук-
раїни характеризується широким спектром мікрокліма-
тичних особливостей, які необхідно враховувати у ку-
рортології, містобудуванні, сільськогосподарському ви-
робництві. Вплив їх не завжди однозначний. Так, бри-
зова циркуляція у місті сприяє розсіюванню домішок,
зменшує забруднення повітря. З іншого боку, бриз пе-
решкоджає конвекції, зменшує конвективну хмарність
і цим підвищує ймовірність фотохімічного смогу.
3.12.5.	Особливості мікрокліматичного
районування
Мікрокліматичне районування — це виділення у ме-
жах кліматичної зони найтиповішнх мікрокліматів.
Разом з тим враховується співвідношення між при-
родним та антропогенним ландшафтом, яке залежить
віл сучасного рівня природокористування на даній
території. Мікроклімат кожного природного і перет-
вореного ландшафту формується на фоні загальних
кліматичних умов, але кількісні показники однакових
типів мікроклімату у різних природних зонах істотно
відрізняються. Мікрокліматичні контрасти кожної зо-
ни залежать від радіаційного балансу та від співвідно-
шення складових теплового балансу. Водночас спос-
терігається вплив мікрокліматичних особливостей на
загальні кліматичні умови.
Мікрокліматичні умови формуються внаслідок
істотного впливу горизонтальних і вертикальних
контрастів температури і вологості повітря та грунту,
швидкості га напряму вітру, просторової неоднорід-
ності тепло- і вологообміну. зумовленої різноманіт-
ністю діяльної поверхні у системі природних і перет-
ворених ландшафтів.
Різноманітність підстильної поверхні, поєднання
впливу ряду чинників, часті зміни на близькій відстані
кількісних показників мікрокліматичних характерис-
тик та зворотні зв'язки різних фізичних процесів ство-
рюють труднощі мікрокліматичного районування.
Мікрокліматичне районування відображає зв’язок і
взаємозалежність між мікрокліматичними показни-
ками га строкатістю підстильної поверхні у різних
повітряних масах протягом року.
Для оцінки впливу різних типів мікроклімату на
клімат країни у цілому слід розглядати окремо теп-
лий і холодний періоди, враховували просторовий
розподіл діяльної поверхні, зміни її стану протягом
року, спричинені сезонним холом природних про-
цесів і господарської діяльності людини.
У теплий період вирішальна роль у формуванні
мікроклімату належить сонячній радіації. Мікроклі-
матичні контрасти найбільших значень досягають у
червні-серпні. Внаслідок різниці радіаційних і тер-
мічних характеристик окремих видів діяльної по-
верхні формується місцева циркуляція. Такі умови
спостерігаються на узбережжях Чорного і Азовсько-
го морів, озер, водосховищ на Дніпрі, Дністрі та ін-
ших річках, коли денний бриз розповсюджується на
прилеглий суходіл, а вночі із прибережної зони над-
ходить охолоджене повітря на водойму. Місцева цир-
куляція формується на схилах височин і гір, навколо
лісів, між містом і приміською територією, а також
зрошувальними і незрошувальними (богарними) сіль-
ськогосподарськими угіддями.
Вплив місцевої циркуляції на клімат виваляється у
мікрокліматичних різницях метеорологічних вели-
чин, а також в особливостях їх добового ходу для
різних типів погоди.
Зимою на території формується сніговий покрив,
що спричинює згладжування радіаційних і термічних
контрастів суходольних ландшафтів на берегах неза-
мерзаючих водойм, а радіаційні відмінності набува-
ють високих значень внаслідок істотних змін альбе-
до води (7 - 9 %) порівняно із суходолом, де середнє
альбедо поверхні, вкритої снігом, не менше 50 %, а
свіжого снігу — 90 - 95 %. Після замерзання водойм
властивості льодової поверхні вирівнюються із сніго-
вим покривом суходолу.
Мікрокліматичне районування для рівнинної части-
ни розроблено М.І. Щербанем. В його основу покла-
дено врахування головних типів природних та антро-
погенних мікрокліматів, зумовлених різноманітністю
ландшафтів. На території країни виділено п’ять
мікрокліматичних областей: схили височин; плато і
водороздільні простори; низовини, річкові долини з їх
водотоками і заплавами; водойми і їх узбережжя; ве-
ликі міста, міські агломерації і відкриті гірські розроб-
ки (кар'єри). В окремих областях виділяється від трь-
ох до восьми підобластей |12]. Найменшу таксо-
номічну одиницю — мікрокліматичний район - вста-
новлено шляхом виділення низки провідних та пере-
важаючих чинників наданій території, шо визначають
його особливості. Насамперед розглядають комплекс
основних метеорологічних величин: температуру і во-
логість повіїря, швидкість вітру.
На території України, де переважає рівнинна або
слабо.хвиляста діяльна поверхня, істотну роль у фор-
муванні клімату відіграє мікроклімат перетворених
ландшафтів сільськогосподарських угідь і міст, поле-
захисних лісових смуг, природних і штучних водойм,
лісових масивів, височин, річкових долин та ін. Най-
частіше проводиться мікрокліматичне районування
різних ландшафтів для виділення неоднорідностсй
діяльної поверхні, шо має практичну направленість.
Дія сільськогосподарського виробництва мікрокліма-
тичне районування за умовами тепло - і вологозабез-
печення та морозонебезпечності території є резервом
для підвищення урожайності у господарствах або
ряді господарств 1158, 186]. На рівнинних територіях
провідним елементом підстильної поверхні, який
формує мікрокліматичні особливості, стає різно-
манітність грунтового покриву в межах одного гос-
подарства. Вдень на місцевості із слабохвилястим
рельєфом мікрокліматичні відмінності не істотні. У
тихі ясні ночі внаслідок стікання повітря пологими
схилами, його застоювання і вихолоджування на
прилеглих рівнинах часто створюються контрасти
температури, які досягають 3 - 4 °С між верхніми і
нижніми частинами схилу при перепаді висоти у Ю
- 20 м. Тривалість безморозного періоду у низинах
часто на 20 - 25 днів менша ніж на прилеглих підви-
щеннях. Існують істотні відмінності в умовах зволо-
ження сільськогосподарських полів залежно від типу
3. ОСОБЛИВОСТІ КЛІМАТУ УКРАЇНИ
265
схилів, що мають аналогічне місцеположення.
Важливим чинником формування мікрокліматич-
них відмінностей є полезахисні лісонасадження та
меліоративні системи. Перевага вирощування культур
у міжсмугових полях виявляється у роки із посухами
і суховіями. Лісові смути змінюють структуру і
швидкість вітру, зменшують видування грунтів, спри-
яють снігонакопиченню і рівномірнішому розподілу
снігу на площі поля. Вони поліпшують водний і
термічний режим грунтів, зменшують поверхневий
стік талої і дощової води. Вплив на повітряний потік
лісових смуг визначається їх конструкцією. Найкра-
щою вважається ажурна смуга з невеликими отвора-
ми (просвітами) на всій висоті. Повітряний потік,
пройшовши крізь таку смугу, стає дуже послабленим,
з меншою кількістю турбулентних вихорів.
Проведення мікрокліматичного районування госпо-
дарств, що знаходяться південніше 50і широти, врахо-
вує нестачу вологи для ведення сільськогосподарсько-
го виробництва. Найсприятливішими вважаються
північні експозиції, підніжжя схилів і знижені місця.
Рівнинні території сприятливі для культур, які потре-
бують середніх умов теплозабезпечення, а зменшення
дефіциту вологи компенсується використанням сис-
тем зрошування. За умов суховійної погоди різниця
температури поверхні грунту зрошуваного і богарного
поля у Степу досягає 25 - 28"С. Температура повітря
на висоті 20 см від поверхні грунту відрізняється на
І0"С і більше. Різниця відносної вологості повітря у
травостої досягає 40 - 50 %. У нічні години і за пох-
мурої погоди різниця метеорологічних величин зро-
шуваних і богарних полів зменшується. За умов
раціонального проведення системи поливу зрошення
сприяє істотному збільшенню урожайності кульгур.
Мікрокліматичне районування міст використо-
вується для проектування забудови його території у
цілому, для визначення найбільш і найменш сприят-
ливих районів для життєдіяльності людини.
Територія, зайнята великим містом, зазвичай має
природні мікрокліматичні неоднорідності між окре-
мими районами, які посилюються чинниками антро-
погенного впливу, насамперед "островом тепла” [139,
168|. Зміни метеорологічних величин істотно збіль-
шуються за умов складного рельєфу, який зумовлює
виникнення локальної циркуляції. Підвищення впли-
вають на розподіл температури повітря, особливо у
випадку нічних інверсій. У межах будь-якого міста у
полі швидкості вітру існують збурення, причина їх —
не тільки будівлі, а й просторова зміна термічних
умов. Істотно впливають на мікрокліматичні неод-
норідності окремих районів водойми, характер місь-
кої забудови і спеціалізація промисловості.
Мікроклімат водойм знаходиться у постійній
взаємодії з оточуючим суходолом і визначається за-
гальною га місцевою циркуляцією [46, 191 [.Цирку-
ляція атмосфери впливає на мікроклімат водойм
внаслідок переміщення повітряних мас у системах
циклонів і антициклонів, а також їх трансформації
над водною поверхнею. Інтенсивність трансформації
повітря залежить від контрасту між температурою
повітря і води га від швидкості вітру.
Під час натікання повітря на водосховище відбу-
вається його інтенсивне охолодження внаслідок ви-
паровування води, для чого необхідна велика
кількість тепла. Збагачення повітря вологою визна-
чає збільшення запасів енергії нестійкості, яка зу-
мовлює під час виходу повітряних потоків на суходіл
формування висхідних потоків та хмарності. За умов
натікання холодного повітря на водойму відбуваєть-
ся його нагрівання внаслідок прямого випроміню-
вання і конденсації у холодному повітрі води, яка
випаровується з поверхні водойми.
Завдяки формуванню влітку бризової циркуляції у
береговій юні збільшується повторюваність безхмар-
ної погоди внаслідок зменшення інтенсивності кон-
вективних процесів. У зв'язку з цим спостерігається
зменшення кількості опадів і збільшується рекре-
аційний потенціал.
Мікрокліматичне районування території, прилег-
лої до узбережжя водойм і штучних водосховищ, виз-
начає межі їх впливу на метеорологічні величини для
виділення ділянок за умовами господарювання у цих
місцевостях.
Вплив місцевої циркуляції на клімат України вияв-
ляється у мікрокліматичних відмінностях метеоро-
логічних величин, а також в особливостях їх добово-
го ходу для різних типів погоди.
Мікрокліматичне районування країни у кінцевому
підсумку зводиться до врахування впливу мікро-
клімату природних і перетворених ландшафтів на
клімат всієї України, до оцінки можливих змін їх
трансформаційної активності стосовно типів повіт-
ряних мас протягом року.
Мікрокліматичне районування завжди зумовлено
необхідністю вирішення практичних завдань.
266
4. ВИКОРИСТАННЯ
КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ
ДЛЯ ВИРІШЕННЯ
ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
Клімат є однією з складових природного середови-
ща, тому відомості про стан кліматичної системи,
зміни її складових широко використовуються під час
розробки концепції оптимального використання
природних ресурсів, у тому числі кліматичних.
Результати кліматичних досліджень широко вико-
ристовуються у практичних цілях, шо зумовило
виділення окремого розділу кліматології - приклад-
ної кліматології, яка вивчає кліматичні ресурси, шо
впливають на різні галузі економіки та умови прожи-
вання населення, а також розробляє рекомендації,
спрямовані на ефективне використання клімато-
логічної інформації.
Проблемами проектування, розміщення, експлуа-
тації промислових, цивільних споруд, енергетичних
об'єктів, у тому числі нетрадиційних джерел енергії
(сонячна і вітрова), обслуговування всіх видів транс-
порту (повітряний, наземний, водний) і т. ін. зай-
мається технічна кліматологія, шо вивчає вплив
кліматичних умов на економічну діяльність.
На сьогодні пріоритетним напрямом є перетворен-
ня сонячної енергії на теплову та електричну. Для
цього створюють різного виду геліоустановки та інші
технічні прилади. Ця енергія рентабельна у теплий
період року і. головним чином, у південних областях.
Важливим енергетичним ресурсом є також вітер.
На переважній частині території вітер із швидкістю
3-6 м/с, згідно технічних стандартів, може бути
джерелом енергії для вітрових двигунів і вітросило-
вих установок.
Важливе місце серед розділів прикладної клімато-
логії займає агрокліматологія, шо вивчає вплив
клімату на сільськогосподарське виробництво та роз-
робляє рекомендації для оцінки сільськогосподарсь-
кої продуктивності клімату.
У зв'язку з швидкими темпами урбанізації розви-
вається кліматологія міста, яка вивчає взаємодію гос-
подарської діяльності та клімату природного середо-
вища.
Особлива увага приділяється виявленню впливу клі-
матоутворювальних факторів на організм і стан лю-
дини. Рекреаційні кліматичні ресурси відображають
зв'язок погодних умов із самопочуттям людини, да-
ють уявлення про ступінь сприятливості клімату для
лікування та відпочинку. Ці проблеми вирішує меди-
чна кліматологія.
Зміна клімату під впливом антропогенних чин-
ників, шо спричинюють порушення екологічної рів-
новаги, зумовила появу екологічної кліматології, яка
досліджує фізіологічну адаптацію рослин і тварин до
клімату.
Для покращання використання кліматологічної
інформації в оперативному обслуговуванні постійно
готуються режимно-довідкові посібники, атласи, мо-
нографії та інші спеціалізовані видання з клімату,
враховуючи запити споживачів.
4.1. ГЕЛЮ- І ВІТРОЕНЕРГЕТИЧНІ РЕСУРСИ
Проблема практичного використання нетра-
диційних джерел енергії у різних галузях економіки
України надзвичайно актуальна. Енергетичні ресурси
клімату, а саме сонячна та вітрова енергія, характери-
зуються постійною відновлюваністю га відсутністю
шкідливого впливу на довкілля. У зв'язку з цим ре-
алізація наукових розробок у цьому напрямі є спра-
вою надзвичайної державної ваги, а оцінювання
кліматичного потенціалу сонячної та вітрової енергії
набуває великого прикладного значення.
4.1.1. Геліоенергетичні ресурси
Кількість сонячної енергії, шо надходить на земну
поверхню, майже у 20 тисяч разів перевищує всі ви-
користовувані джерела енергії, однак її реалізація
має ряд труднощів, пов'язаних з нерівномірним роз-
поділом у просторі та часі. Використання сонячної
енергії на деяких виробництвах зберігає до 60 % па-
лива. Геліоенергетичні установки теплової дії дають
можливість зменшити дефіцит енергозабезпечення
снергоємких підприємств.
Для успішного використання сонячної енергії не-
обхідна оцінка її потенційних ресурсів, тобто обгрун-
тування проектування, розміщення та експлуатації
4 ВИКОРИСТАННЯ КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ ДЛЯ ВИРІШЕННЯ ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
267
об'єктів геліоенергетики, яке повинно враховувати
особливості надходження енергії Сонця і визначити
необхідні умови і характеристики оптимального ре-
жиму роботи геліоустановок.
Оцінювання потенціалу сонячної енергії прово-
диться на загальних принципах для всіх відновлюва-
них джерел енергії — це комплекс закономірно-сто-
хастичних процесів, реалізація яких підлягає зако-
номірній та стохастичній мінливості. Відповідно до
природи цього джерела енергії необхідно враховува-
ти як закономірні коливання сонячної радіації астро-
номічного характеру (обертання Землі навколо Сон-
ця, коливання сонячної сталої), так і стохастичні
зміни геофізичного характеру (мінливості хмарності,
прозорості атмосфери, аерозольної мутності тощо).
Використання середніх багаторічних характерис-
тик сонячної радіації без урахування просторово-ча-
сової мінливості неможливе, оскільки такий підхід
призводить до значних похибок |23, 95, 172]. Кліма-
тичні ресурси сонячної енергії повинні оцінюватись
з урахуванням ймовірності характеристик сонячної
радіації, тобто максимального наближення даних
спостережень до умов геліовикористання.
Оцінювання геліоенергетичних ресурсів проводиться
за багаторічними спостереженнями характеристик
сонячної радіації. Важливими показниками радіацій-
ного режиму, які широко використовуються у геліое-
нергетиці, є тривалість сонячного сяйва та хмарність,
тому шо переривчастість у надходженні сонячної
радіації, за рахунок якої втрачається значна частина
енергії, негативно впливає на роботу геліоустановок.
Мінлива хмарність протягом дня викликає нерівно-
мірність роботи геліоустановок, особливо сонячних
концентраторів, шо сприймають прямі сонячні про-
мені. У дні з такою хмарністю значна кількість со-
нячної енергії витрачається на подолання інерцій-
ності установок, яка коливається від кількох десятків
хвилин до декількох годин.
Для визначення геліоенергетичних ресурсів вико-
ристовують:
•суми прямої і сумарної радіації, їх мінливість за
різні проміжки часу в умовах ясного неба та хмар-
ності;
•тривалість сонячного сяйва (багаторічні показни-
ки. просторово-часовий розподіл); її мінливість; без-
перервну тривалість сонячного сяйва више вказано-
го рівня; можливу, справжню тривалість сонячного
сяйва, шо дорівнює технічно зазначеному рівню або
перевищує його, число днів без сонця;
•	повторюваність хмарності різних градацій.
На підставі цих показників можна отримати:
•	можливий (за умов ясного неба) і реальний (за
середніх умов хмарності) потенціаз сонячної радіації
з прямої та сумарної радіації;
•	оптимальні кути нахилу, шо забезпечують макси-
мальне надходження сонячної радіації на приймаль-
ну поверхню геліоустановки та коефіцієнти перера-
хунку добових сум сумарної радіації на похилу пове-
рхню з оптимальним кутом нахилу;
•	оптимальні добові суми прямої та сумарної раді-
ації;
• показники безперервної тривалості сонячного
сяйва (понад 6 год), що забезпечує ефективну робо-
ту геліоустановки.
Сонячна радіація як джерело енергії. Оцінка по-
тенціалу сонячної енергії включає дані про середній
розподіл прямої, розсіяної та сумарної радіації,
оскільки ці показники відображають загальні зако-
номірності надходження сонячної енергії. Для спо-
рудження та експлуатації більшості установок не-
обхідні відомості про надходження прямої радіації на
нормальну до сонячних променів і горизонтальну по-
верхні та сумарної радіації. Під час проектування
геліоустановок важливі їх значення за різні часові
інтервали (година, доба, місяць, сезон, період, рік).
Для геліоустановок з нерухомою приймальною по-
верхнею принципове значення має визначення опти-
мального кута нахилу, який забезпечував би макси-
мальне надходження сонячної радіації. Продук-
тивність геліоустановки змінюється залежно від
хмарності, тривалості сонячного сяйва та коливань
сонячної радіації.
Важливою робочою характеристикою концентра-
торів сонячної енергії є пряма радіація, шо надхо-
дить на нормальну до сонячних променів поверхню
та співвідношення між її сумами в ясну і хмарну по-
году. Високий потенціал сонячної енергії (29,53 -
33,37 МДж/м;) спостерігається у квітні-верссні, тоб-
то у період оптимального використання геліоустано-
вок. З півночі на південь його значення змінюються
неістотно, внаслідок переважаючого впливу прозо-
рості атмосфери.
Доцільність використання сонячної енергії у будь-
якому районі визначається мінливістю місячних сум
сумарної радіації. Найменшою мінливістю сумарної
радіації (коефіцієнт варіації 0,05 - 0.18) відзначається
Південний берег Криму, де зростання повторюва-
ності ясних днів забезпечує більшу стійкість сонячної
енергії. Досить стійкими показниками потенціалу со-
нячної енергії відрізняються райони Причорноморсь-
кої і Приазовської низовин. Донецької і Придніпров-
ської височин та Закарпатської низовини. На
Поліській низовині взимку і восени відповідно до
розподілу хмарності коефіцієнт варіації досягає мак-
симальних значень (0,19 - 0,26), зменшуючись у літні
місяці до 0,10 - 0,14. Значна мінливість сумарної
радіації властива Українським Карпатам, водночас у
зв'язку з переважанням хмарної погоди у літні місяці
спостерігається вирівнювання річного ходу ко-
ефіцієнта варіації.
Просторово-часова мінливість вкладу прямої
радіації у сумарну, як показник пріоритетності райо-
ну геліовикористання, теж досить значна. На Пів-
денному березі Криму цей показник за квітень-вере-
сень найвищий (62 %), у літні місяці співвідношен-
ня між прямою та сумарною радіацією зростає до 64
- 66 % (табл. 4.1). Цей район сприятливий для пере-
творення сонячної енергії безпосередньо на елект-
ричну за допомогою фотоперетворювачів. Причор-
номорська і Приазовська низовини, Донецька та При-
дніпровська височини характеризуються дещо ниж-
чим (54 - 58 %) вкладом прямої радіації у сумарну.
268
Таблиця 41
Вклад (%) прямої радіації у сумарну
Регіон	IV	V	VI	VII	VIII	IX
Поліська низовина	46	50	51	50	51	50
Придніпровська низовина	44	40	54	53	55	54
Донецька та Придніпровська височини	43	51	55	57	59	57
Причорноморська та Приазовська низовини	50	56	60	63	62	60
Закарпатська низовина	45	50	50	48	52	51
Українські Карпати і Кримські гори	36	38	40	41	45	41
Південний берег Криму	53	58	64	66	66	64
На Поліській низовині цей показник змінюється від
46 % у квітні до 51 % у серпні. В Українських Кар-
патах вклад прямої радіації у сумарну мінімальний,
що ускладнює практичне використання сонячної
енергії у ньому регіоні.
Значний вплив на ефективність використання со-
нячної енергії має мінливість надходження сонячної
радіації протягом дня. Найважливішою її характе-
ристикою є повторюваність певних градацій добових
сум сумарної радіації, за допомогою якої можна
оцінити рентабельність роботи об'єктів сонячної
енергетики.
Південний берег Криму найкраще забезпечений
ресурсами сонячної енергії. Повторюваність добових
сум сумарної радіації понад 12 МДж/м’ (достатніх
для початку роботи геліоустановок) у квітні-верссні
становить 73 - 98 %. На Поліській низовині, що
відзначається низьким потенціалом сонячної енергії,
повторюваність добових сум сумарної радіації, шо не
перевищують 4 МДж/м’, у зимові місяці становить 82
- 96 %. Вплив астрономічного та геофізичного фак-
торів навесні, а саме збільшення тривалості дня. со-
нячного сяйва, числа ясних днів, викликає зростан-
ня добових сум сумарної радіації у цьому районі;
максимум їх повторюваноелз перебуває у межах 4 - 8
МДж/м’. Влітку повторюваність добових сум, шо пе-
ревищують 12 МДж/м’ , становить 51 %.
Криві їх розподілу показують, шо на Південному
березі Криму найбільшу' повторюваність (35 - 40 %)
мають добові суми, шо значно перевищують середні
значення та близькі до можливих (за ясного неба).
Для Причорноморської та Приазовської низовин.
Донецької та Придніпровської височин типовим є
максимум повторюваності середніх значень. На
Поліській низовині найчастіше спостерігаються до-
бові суми сумарної радіації, менші за їх середнє зна-
чення.
Потенціал сумарної радіації за ясного неба має в
основному широтний розподіл, змінюючись з
півночі на південь від 24,7 МДж/м’ до 26,08 МДж/м'
за добу, тобто майже на 9 %.
Домінуючий вплив хмарності на надходження со-
нячної радіації спостерігається в усіх природних зо-
нах, істотно зменшуючи геліоенергоресурси. Потен-
ціал пря мої радіації за середніх умов хмарності у кві-
тні-вересні коливається з півночі на південь від 14.09
МДж/м; за добу (Ковель) до 20,38 МДж/м' за добу
(Карадаг). Значення розсіяної радіації зменшується з
півночі на південь на 9 %. Потенціал сумарної раді-
ації за середніх умов хмарності менший на півночі на
35 - 40 %, а на півдні на 23 - 24 %, ніж за ясного не-
ба. Його добові суми у квітні-верес ні змінюються у
тому ж напрямі на 26 %.
Для цілей геліоенергетики коливання сонячної
енергії протягом року (із дня у день) доцільно предс-
тавляти у вигляді об'єктивних чисельних характерис-
тик та їх ймовірних значень. Показники мінливості
місячних сум сумарної радіації за середніх умов хмар-
ності у січні змінюються від 82 МДж/м’ (Ковель) до
145 МДж/м’ (Карадаг). Навесні потенціал сонячної
енергії сумарної радіації збільшуєься у 3 - 4 рази (Ко-
вель - 350 МДж/м та Карадаг - 506 МДж/м’). У літні
місяці ця характеристика досягає максимальних зна-
чень внаслідок збільшення ясних днів. В осінні місяці
відбувається подальше зменшення сумарної радіації,
до мінімальної у грудні (Ковель — 52 МДж/м’ та Ка-
радаг - 147 МДж/м’).
Мінливість потенціалу сонячної енергії за рік зу-
мовлена зміною циркуляційних процесів та прозо-
рості. Коефіцієнт варіації добових сум сумарної
радіації за середніх умов хмарності змінюється від
0,05 - 0,14 влітку, коли його значення мінімальні, до
0.22 в осінні та зимові місяці. На його розподіл
впливають астрономічні та циркуляційні фактори.
Взимку, коли абсолютне значення сумарної радіації
найменше за рік, а мінливість циркуляційних про-
цесів найбільша, переважає їх вплив. Влітку' важливу
роль відіграє астрономічний фактор: спостерігається
значне зростання надходження сонячної радіації, а
в циркуляційних процесах переважає антицик-
лонічний тип погоди. Північним та центральним
районам властива більша мінливість сумарної раді-
ації, тому вони відзначаються не лише значно мен-
шим потенціалом сонячної енергії, а й її нестабіль-
ністю (коефіцієнт варіації 0.20 - 0,22), мінливість су-
марної радіації у південних районах значно менша
(коефіцієнт варіації становить 0,05 - 0,08). Для вико-
ристання сонячної енергії найефективнішим є період
з квітня до вересня включно.
Кількість сонячної радіації, що поглинається
приймальною поверхнею геліоустановки, залежить
від структури опромінювального потоку, тобто внес-
ку розсіяної радіації у сумарну. Такою характеристи-
кою структури опромінення є співвідношення між
розсіяною та сумарною радіацією у різних природ-
них зонах, яке має чітко виражений річний хід та зо-
нальний характер. У зимові місяці внесок розсіяної
радіації у сумарну істотний внаслідок значної повто-
рюваності хмарних днів (60 - 80 %). тоді як влітку
потік сумарної радіації формується за рахунок пере-
важаючого внеску' прямої радіації.
Істотне значення для визначення потенціалу со-
нячної енергії має відношення дополуденних сум
радіації до післяполуденних. У літні місяці дополу-
денні суми прямої радіації перевищують на 10 - 40 %
післяполуденні, а в розподілі розсіяної радіації має
місце перевищення післяполуденних сум.
В інтегральному потоці сумарної радіації дополуден-
ні значення перевищують післяполуденні у південних
4 ВИКОРИСТАННЯ КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ ДЛЯ ВИРІШЕННЯ ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
269
районах на 3 - 4 %, у північних на 15 - 18 %. Такий
добовий хід сонячної радіації пов'язаний з інтенсив-
ним розвитком конвективної хмарності у післяполу-
денні години, який істотно зменшує реальний по-
тенціал сонячної енергії. Цю особливість необхідно
враховувати у системах сонячного теїьюпостачання
для регулювання роботи системи або дублюючого
пристрою.
Тривалість сонячного сяйва та хмарність. Для де-
тальної оцінки геліоенергстичних ресурсів необхідна
інформація про тривалість сонячного сяйва, яка зас-
тосовується у вирішенні практичних завдань геліое-
нергетики. В ясний день геліоустановки можуть ви-
користовувати майже всю сонячну радіацію, за ви-
нятком ранкових та вечірніх годин, коли її по-
тужність надто мала.
Тривалість сонячного сяйва зумовлюється мінли-
вістю хмарності. Дійсна тривалість сонячного сяйва
змінюється за рік від 1794 год (Харків) до 2470 год
(Сімферополь), а середнє квадратичне відхилення -
від 43 год (Сімферополь) до 197 год (Вінниця).
Геліоенергетичні ресурси оцінюють співвідношен-
ням дійсної та можливої тривалості сонячного сяйва. В
Українських Карпатах це відношення за рік дорівнює
35 - 38 %, на Поліссі - 40 - 42 %, у центральних райо-
нах — 43 - 46 % та південних — 52 - 55 %.
Важливою характеристикою потенціалу сонячної
енергії є середня тривалість сонячного сяйва за день
з Сонцем. Її значення з квітня до вересня змінюють-
ся від 6 год до 11 год. Широтне збільшення трива-
лості сонячного сяйва у цей період зменшує число
днів без Сонця з півночі на південь більше ніж
втричі (від 15 до 4 днів).
Безперервна тривалість сонячного сяйва забезпе-
чує найменші витрати енергії на розігрівання
геліоустановки. Б.Н.Вейнберг за достатню безпере-
рвну тривалість сонячного сяйва прийняв понад 6
год. Цей показник має широтний розподіл, збіль-
шуючись з півночі на південь, а його мінливість,
навпаки, зменшується, що свідчить про стабіль-
ність потенціалу сонячної енергії у південних райо-
нах.
Безперервна тривалість сонячного сяйва понад 6
год є достатньою для рентабельної роботи геліоуста-
новок. Максимальна повторюваність безперервної
тривалості сонячного сяйва понад 6 год у квітні-ве-
ресні спостерігається на Південному березі Криму
(44 - 48 %). Показник тривалості сонячного сяйва
досить високий також на Причорноморській, Приа-
зовській та Закарпатській низовинах. Низькою рен-
табельністю геліоустановок відзначаються Українські
Карпати, де відмічається мінімальна повторюваність
безперервної тривалості сонячного сяйва понад 6 год
(16,4 - 27.2 %), досить низькою - Поліська низови-
на (22,8 - 31,5 %) (табл. 4.2).
Вплив хмарності на ресурси сонячної енергії виз-
начають за розподілом на території коефіцієнта
стійкості ясної погоди та кількості ясних та напів'яс-
них днів.
Коефіцієнт стійкості ясної погоди, шо характери-
зує розподіл повторюваності ясних днів, теж має
Таблиця 4 2
Повторюваність (%) безперервної тривалості сонячного сяйва
(понад 6 год)
Регіон	IV	V	VI	VII	VIII	IX
Поліська низовина	27,6	29,7	26,6	22.8	31,5	28 4
Придніпровська низовина	27,7	32,6	26,3	24,8	33,5	34,0
Донецька та Придніпровська височини	32,4	34,1	36,2	36,3	38,0	35,9
Причорноморська та Приазовська низовини	36,9	37.5	39,1	41,1	43.9	45,6
Закарпатська низовина	33,3	35.0	37,2	34,4	37,0	24,0
Українські Карпати і Кримські гори	21.2	18.4	17,5	16,4	16,4	27,2
Південний берег Криму	32.5	32,7	34.0	39,6	43.7	47,8
чітко виражений широтний хід. Повторюваність яс-
ної погоди з півночі на південь збільшується майже
влвічі. Найчастіше ясна погода спостерігається на
Південному березі Криму (31 - 75 %). Період квітень-
вересень відзначається такими значеннями ко-
ефіцієнта стійкості ясної погоди: Поліська низовина
- 35 %, Південний берег Криму - 63%.
Показником доцільності використання геліоуста-
новок є характеристика числа ясних та напів'ясних
днів. У середньому за рік на території України він пе-
ревищує 200 днів, що задовольняє вимоги доцільності
використання об'єктів сонячної енергетики. Найбіль-
шим періодом використання сонячної енергії
відрізняється Південний берег Криму, де спос-
терігається за рік 265 ясних та напів'ясних днів, у
квітні-верссні — 160 днів. Значна їх кількість також
на Причорноморській та Приазовській низовинах
(250 днів). Найменше число ясних та напів'ясних днів
характерне для Українських Карпат (205 днів). На
Поліській низовині цей показник становить 230 днів,
а в період найбільш ймовірного використання соняч-
ної енергії (квітснь-всресень) - 143 дні.
Перерозподіл сонячної радіації під час надходжен-
ня на похилі поверхні. Перерозподіл потоків прямої,
розсіяної та сумарної радіації у процесі надход-
женні на нерухому приймальну поверхню геліоус-
тановок розраховується за формулами сферичної
геометрії.
Для визначення потоку прямої сонячної радіації
на похилу поверхню 8$ використовується залежність
[І24|:
88=8т [ со5а(8Іпф£ІпЗ+со8бсо8фСО80)+
+$іпа{со$А^І£ф(мпф$іп8+со$фсо$&:о$6)~
— $ІП&ІПф| + 8ІПАПСО8&ІП6}|,	(4.1)
де 8т - пряма радіація, шо надходить на нормаль-
ну до сонячних променів поверхню; а - кут нахилу
приймальної поверхні; ф - широта місцевості, де
розмішується об'єкт; 6 — схилення сонця; 0 — часо-
вий кут сонця; Ап — азимут проекції нормалі на го-
ризонтальну поверхню.
За цим співвідношенням визначають коефіцієнт
переходу від потоку сонячної радіації на горизон-
тальну поверхню до її значень на похилій поверхні.
270
Коефіцієнт переход)’ К, для годинних та добових по-
тенціалів сонячної енергії із прямої радіації має вигляд:
де — годинні або добові суми прямої радіації
на поверхню, розмішену під кутом до горизонту;
£5? - аналогічні значення на горизонтальній поверхні.
Оптимальний кут нахилу, який забезпечує макси-
мальні значення прямої радіації протягом дня га
відповідний коефіцієнт переходу, шо дозволяє одер-
жати їх на приймальну поверхню геліоустановок, ха-
рактеризується широким діапазоном змін. Так, поб-
лизу Одеси оптимальний кут нахилу змінюється від
15 влітку до 80" взимку, а коефіцієнт переходу — від
1,03 до 3,50. Оптимальний кут нахилу приймальної поверхні гсліоустано- вки, шо забезпечує максимальне надход- ження прямої радіації на відповідній широті, наведено у табл. 4.3. Використовуючи цю інформацію, мож- на одержати середні оптимальні добові су- ми прямої радіації.	Таблиця 4.3 Оптимальний кут нахилу (град.) приймальної поверхні геліоустановки для різної широти						
	5 . 1 а	IV	V	VI	VII	VIII	IX
	44	26	16	11	13	21	37
	46	31	18	12	16	24	40
	48	33	20	16	18	26	41
	50	36	24	18	20	зо	44
	52	38	26	20	23	32	46
що надходить на похилу поверхню (табл. 4.4).
Таблиця 4 4
Оптимальна добова сума прямої радіації (МДж/м') на похилу
поверхню південної орієнтації за ясного неба
Станція	IV	V	VI	VII	VIII	IX
Одеса	20.51	21,84	22.88	21,67	20,24	18,70
Болград	20,98	22.50	23.03	22,33	20,79	19,79
Асканія-Нова	21,90	23,10	24,17	22,49	20,57	20.09
Херсон	21,05	22,72	23,29	22,11	20,76	19,12
Карадаг	21,59	23,02	23,85	22.59	21,48	21,41
Нікітський Сад	28.42	23,37	24,22	23,09	21,95	21,55
Перерозподіл розсіяної та сумарної радіації під час
надходження на похилу поверхню. Потік розсіяної та
відбитої радіації, шо надходить на похилу поверхню,
визначається:
□п=Огсо<а/2,
Кп=Німп;а/2,
де Оп та К,, — розсіяна та відбита радіація на по-
хилій поверхні. Г)г та Кг - їх значення на горизон-
тальній поверхні.
Для розрахунку добових сум сумарної радіації Ї(2Л
використовується формула Б.А.Айзенштата :
Е@я=Х8п+со82а/2П)г+мп!а/2іКг,
де 0г — сумарна радіація на горизонтальну поверх-
ню.
Наближену оцінку сумарної радіації похилих по-
верхонь можна отримати з такого співвідношення:
г<2п=кчх<?г.
(4.6)
де Кч - коефіцієнт переходу від сумарної радіації
горизонтальної поверхні до її значень на похилій по-
верхні.
Процес визначення відповідних коефіцієнтів пере-
ходу досить складний. Дія їх отримання використо-
вують таке співвідношення:
КЧ=К-(К,-КО) ог/ог.
(4.7)
де К[, — перехідний коефіцієнт для добових сум
розсіяної радіації; дія середніх умов хмарності мож-
на вважати Ко=1. Тоді:
К0=К5(1-£Ог/Х0г)+1О,/£^г	(4.8)
За допомогою коефіцієнта перерахунку добових
сум сумарної радіації на похилу поверхню південної
орієнтації (табл. 4.5) отримано середні добові суми
сумарної радіації для оптимального кута нахилу
приймальної поверхні геліоустановки (табл. 4.6). З
півночі на південь спостерігається їх збільшення
(вдвічі у зимові місяці та на 12 - 20 % у літні).
Таблиця 4.5
Коефіцієнт перерахунку середніх добових сум сумарної
радіації на похилу поверхню південної орієнтації
Станція	IV	V	VI	VII	VIII	IX
Конотоп	1,08	1,02	1,02	1.02	1,06	1.15
Ковель	1,07	1,02	1,01	1,02	1,05	1,16
Бориспіль	1,08	1,02	1,02	1,02	1,06	1,19
Нова Ушиця	1,08	1,04	1,02	1,02	1,06	1.07
Полтава	1,09	1,03	1.02	1,02	1.07	1,09
Велико-Анадоль	1,09	1,03	1.02	1,02	1,08	1,22
Берегове	1,09	1,02	1,02	1,02	1,06	1.21
Одеса	1,09	1,03	1.02	1,02	1,08	1 18
Болград	1,09	1,03	1,03	1,02	1.07	1.13
Херсон	1,09	1,03	1,02	1,02	1,08	1,22
Асканія-Нова	1,09	1,03	1,02	1.02	1,08	1,22
Карадаг	1,09	1,03	1,02	1,02	1,08	1,29
Нікітський Сад	1,09	1,03	1,02	1,02	1,08	1,23
(4.3)
(4.4)
(4.5)
Таблиця 4.6
Оптимальна добова сума сумарної радіації (МДж/мг) на похилу
поверхню південної орієнтації за середніх умов хмарності
Станція	IV	V	VI	VII	VIII	IX
Конотоп	14,83	18.82	21,70	20,38	17,86	13,75
Ковель	14,56	18.77	20.92	19,68	17,82	13,87
Бориспіль	15,30	19.88	22,45	21,34	18,72	15,21
Полтава	14,79	19,24	21,59	10,93	18,54	13,97
Велико-Анадоль	14,28	19,08	21,43	21,79	18.93	14,81
Берегове	15,68	19,08	20,79	20,11	18,07	16.47
Одеса	16,90	20,95	23,96	23.93	21,70	22.29
Асканія-Нова	16.64	23,08	21,80	23,28	21,16	17,92
Карадаг	18.40	22,23	25.08	25,09	23,25	21,66
Нікітський Сад	17,48	19.98	24,07	24,32	22,68	19,42
Прикладні показники ресурсів сонячної енергії. На
основі ресурсів сонячної енергії, яка характеризуєть-
4. ВИКОРИСТАННЯ КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ ДЛЯ ВИРІШЕННЯ ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
271
ся низкою показників, здійснюється обгрунтування
об’єктів геліоенергетики.
1.	Тривалість роботи геліоустановок. Цю характе-
ристику можна одержати за допомогою добової суми
сумарної радіації. З півночі на південь у зв'язку зі
зростанням повторюваності високих добових сум су-
марної радіації збільшується і ймовірність тривалості
роботи геліопристроїв. Для установки, яка розташо-
вана на Поліссі і починає працювати за добової су-
ми сумарної радіації понад 12 МДж/м', тривалість
роботи варіює від 9 днів у вересні до 22 у червні, а в
цілому за період становить 109 днів. На Південному
березі Криму цей показник збільшується до 160 днів.
Тривалість роботи геліоустановки з робочою добо-
вою сумою сумарної радіації понад 20 МДж/м’ зрос-
тає від 40 на Поліссі до 99 днів на Південному березі
Криму (табл. 4.7).
2.	Кількість енергії, засвоєної та виробленої геліо-
установкою. включає добові суми сумарної радіації
вище зазначеного робочого рівня з урахуванням їх
повторюваності. Використовуючи ймовірність добо-
вих сум сумарної радіації за період квітень-вересень
та рік у районі розміщення геліоустановки, а також
коефіцієнт її корисної дії, можна визначити кількість
енергії, шо виробляється геліоустановкою, та відсо-
ток використаної енергії:
N=2411,	(4.9)
рвик.=ІпіО ,	(4.10)
Овироб.=к.к.д.2ліі(?і	(4.11)
Квик.=Овик.-рвироб./Оі,	(4.12)
де N — число днів з визначеною робочою добовою
сумою сумарної радіації; п - число днів в і-тому
інтервалі, шо перевищує робочу суму; Овик. — соняч-
на радіація, використана геліоустановкою; рвироб. —
кількість корисної енергії, що виробляється; Квик. —
коефіцієнт використання сонячної енергії.
За допомогою тривалості роботи геліоустановок з
різною робочою добовою сумою сумарної радіації £п
(табл. 4.7) та середньої багаторічної кількості сумар-
ної радіації за цей період можна визначити кількість
використаної та виробленої енергії і коефіцієнт ви-
користання сонячної радіації (табл. 4.8).
3.	Визначення об'ємів акумулювання сонячної
енергії. Основна специфічна риса сонячної радіації як
джерела енергії полягає у тому, що кожна геліоуста-
новка працює за некерованим природним режимом,
спочатку приймаючи сонячну радіацію на нагрівання
самої установки та трансформування її у навколишній
простір, потім починається процес акумулювання.
Цим пояснюється відносно невисокий коефіцієнт ко-
рисної дії сонячних об'єктів.
Технічні розрахунки акумулювання сонячної енергії
можна проводити за допомогою інтегральних та
різнично-інтегральних кривих добових сум прямої та
сумарної радіації. У цьому випадку інтегральні та
різнично-інтегральні криві будуть відповідати послі-
довній інтеграції енергії за кожний день або відхилен-
ням від рівномірного ходу. Сумарна кількість енергії,
що надходить, від моменту відрахунку 0 до моменту
Таблиця 4.7
Тривалість (дні) роботи геліоустановок з різною робочою
добовою сумою сумарної радіації
Станція	Робоча добова сума сумарної радіації, МДж/м'	IV	V	VI	VII	VIII	IX
Ковель	>12	16	21	22	21	20	9
	>16	9	17	15	14	14	5
	>20	3	11	10	7	9	
Бориспіль	>12	18	26	27	27	24	16
	>16	5	22	25	23	20	8
	>20		16	21	18	11	1
	>32				0.3		
Нова Ушиця	>12	16	24	27	26	24	15
	>16	9	20	24	22	17	8
	>20	4	15	20	17	7	2
	>32		1	1			
Полтава	>12	12	24	26	26	22	14
	>16	9	20	22	21	16	8
	>20	6	13	14	14	6	2
	>32		1	1			
Одеса	>12	22	25	28	29	25	24
	>16	18	21	27	27	23	17
	>20	7	16	24	24	18	3
	>32			0.3	0.2		
Болград	>12	26	25	28	28	27	25
	>16	16	23	26	25	24	19
	>20	8	17	19	19	18	6
	>32			1	0.3	0.2	
Карадаг	>12	22	27	28	29	28	26
	>16	17	24	27	27	25	19
	>20	9	18	22	22	19	9
	>32			1	1	0.5	
Таблиця 4.8
Кількість використаної і виробленої енергії (МДж/м') та ко-
ефіцієнт використання (%) сонячної радіації. Квітень-вересень
Станція	Кількість використаної енергії при робочій добовій сумі сумарної радіації (МДж/м’)				Кількість виробленої енергії при робочій сумі>12, МДж/м'	Коефіцієнт ви-	користання сонячної радіації, %
	>12	>16	>20	>32			
Ковель	1723.0	1173,5	627,3		1119,9	39	
Бориспіль	2645.6	1980,3	1284,6	3,8	1719,6	49	
Нова Ушиця	2193,8	1657,0	1072,0	26,6	1426.0	47	
Полтава	2320.6	1778,4	1226.9	26,3	1508,4	44	
Одеса	3200,3	2805,5	1788,0	10,6	2080,2	54	
Болград	3400,5	2824,9	1850,0	25,5	2210,3	57	
Карадаг	3682,7	3173,0	2217,1	54.9	2393,8	58	
часу і для випадку інтегральної кривої розраховується
згідно з виразами:
И'= Ґ
«ТО
Для різнично-інтегральної кривої:
(8-8о)Л=ї(5-$о)ьІ,
(4.13)
(4.14)
(4.15)
272
и'-и» £ (О-Оо)	(4.16)
де 5 - фактичне значення добової суми прямої
радіації на нормальну до сонячних променів поверх-
ню; - середня робоча добова сума прямої радіації;
0, 0» — аналогічні характеристики сумарної радіації.
Місячні різнично-інтегральні криві для розрахунків
об'ємів акумулювання у Полтаві та Асканїї-Новій у
липні наведено на рис. 4.1.
Районування території України за потенціалом со-
нячної енергії. Районування проводилось на основі
кліматологічного узагальнення актинометричних та
метеорологічних спостережень із застосуванням ста-
тистично-ймовірнісного методу. Комплекс спеціалі-
зованих показників районування включає:
•	суму прямої та сумарної радіації за квітень-всрс-
сень і рік. їх коефіцієнт
варіації;
•	показник структури
опромінення (співвідно-
шення між прямою та
сумарною радіацією);
•	структуру повторю-
ваності добових сум су-
марної радіації.
Для районування ви-
користано також ряд
критеріїв, що визнача-
ють вплив на потенціал
сонячної енергії трива-
лості сонячного сяйва та
хмарності;
•	безперервна трива-
лість сонячного сяйва
(понад 6 год), яка дос-
татня для рентабельної
роботи геліоустановок;
•	коефіцієнт стійкості
ясної погоди більше 50%
(погода вважається спри-
ятливою);
•	критерій доцільності
використання сонячної
енергії (число ясних та
напів'ясних днів за рік
понад 200).
Таблиця 4.9
Районування території'України за показниками потенціалу сонячної енергії
Регіон	Потенціал сонячної енергії				Вклад прямої радіації у сумарну, %	Повторюваність безперервної тривалості сонячного сяйва понад 6 год, %	Коефіцієнт стійкості ясної погоди, %	Число ясних та напів'ясних днів, рік	Оцінка потенціалу сонячної енергії
	пряма радіа- ція на пер- пендикуляр- ну поверхню, МДж/м3		сумарна радіація, МДж/м2						
	КВІ тень- вере- сень	рік	кві- тень- вере- сень	рік					
Південний берег Криму	3995	4861	4135	4893	53	35.0	50	265	Дуже високий потенціал, найсприятливіші умови використання
Причорноморська та Приазовська низовини	3608	4487	3844	4657	49	37.0	47	250	Високий потенціал, сприятливі умови використання
Донецька та Придніпровська височини	3261	3940	3491	4225	44	32.2	47	240	Високий потенціал, сприятливі умови використання
Закарпатська низовина	2708	3413	3649	4190	41	31.0	46	235	Достатній потенціал, досить сприятливі умови використання
Придніпровська низовина	2892	3610	3321	4106	42	28.0	40	240	Достатній потенціал, сприятливі умови використання
Поліська низовина	2599	3333	3025	3889	41	26.0	39	230	Невисокий потенціал, обмежено сприятливі умови використання
Українські Карпати та Кримські гори	1574	2145	2580	3276	36	18.7	44	205	Низький потенціал, несприятливі умови використання
На основі цих показників сонячної радіації виділе-
но наступні райони (табл. 4.9);
•	Південний берег Криму;
•	Причорноморська та Приазовська низовини;
•	Донецька та Придніпровська височини;
•	Закарпатська низовина;
•	Придніпровська низовина;
•	Поліська низовина;
•	Українські Карпати та Кримські гори.
Основним показником потенціалу сонячної енергії
кожного району є кількість прямої та сумарної
радіації за період оптимального використання соняч-
ної радіації (квітень-верссснь).
Отже, районування території України за комплек-
сом показників потенціалу сонячної енергії, трива-
лості сонячного сяйва га хмарності а також врахуван-
ня ландшафтних особливостей перерозподілу соняч-
ної енергії дає підстави для рекомендацій щодо її ви-
користання та раціонального розміщення об'єктів
сонячної енергетики:
1.	Найдоцільніше використання сонячної енергії, а
отже, і розміщення геліоустановок, на Південному
березі Криму, на Причорноморській. Приазовській
та Закарпатській низовинах. Найсприятливіший
період їх роботи — квітень-вересень, а на Південному
березі Криму — квітень-жовтень, коли переважає яс-
на погода, а добові суми сумарної радіації станов-
лятьІЗ.2 - 32,5 МДж/м’.
2.	Послаблення сонячної радіації внаслідок значної
повторюваності похмурих днів в Українських Карпа-
тах свідчить про недоцільність розміщення систем
4. ВИКОРИСТАННЯ КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ ДЛЯ ВИРІШЕННЯ ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
273
сонячного теплопостачання у цих районах. Натомість
висока потужність сонячної радіації за ясного неба
забезпечує успішну роботу локальних геліоустановок
обмеженої дії.
3.	Результати досліджень режиму надходження со-
нячної радіації, тривалості сонячного сяйва та хмар-
ності у виділених районах дають змогу зробити вис-
новок про економічну доцільність використання со-
нячної енергії у квітні-всресні, тому на перспективу,
шоб забезпечити потреби в енергії протягом року,
слід планувати використання у комплексі геліо- та
вітроенергоустановок.
4.1.2.	Вітроенергетичні ресурси
Вітроенергетика є одним з важливих напрямів,
який уже набув в Україні істотного розвитку, чому
сприяє розроблена Національна енергетична проіра-
ма, в якій намічено перспективи використання нет-
радиційних видів енергії до 2010 р.
Вітроенергетика потребує спеціального опрацю-
вання кліматологічної інформації характеристик
вітру. Дані спостережень за швидкістю вітру на мете-
орологічних станціях приводяться до умов оптималь-
ного вітровикористання. Для цього оцінюється
вплив орографічних особливостей та здійснюється
приведення цих даних до умов відкритого місця і
висоти типових вітроенергоустановок 1184].
Розподіл вітру на території України зумовлюється
циркуляцією атмосфери та рельєфом. Залежно від
орографічних особливостей вітровий режим визна-
чається макромасштабними або мікромасштабними
атмосферними рухами, коли повітряний потік зазнає
значної деформації, а також відкритістю місця,
відсутністю елементів захисту або закритістю, захи-
щеністю місцевості та ін.
Для загальної оцінки впливу рельєфу та захище-
ності флюгера на характеристики вітру застосовуєть-
ся класифікація В.Ю.Мілевського, яка враховує сту-
пінь відкритості за румбами та форму рельєфу, тому
що для використання даних із швидкості вітру для
розрахунку потужності вітродвигунів слід враховува-
ти відкритість місцевості, де планується розмістити
вітроенергоустановку.
На характеристики вітрової енергії найістотніше
впливають наступні форми рельєфу |47|: вузька ме-
ридіонально витягнута долина, оточена підвищення-
ми до Ю м над її рівнем (долини річок у південно-
західній та західній частинах України); горбиста
місцевість, невеликі долини рівнинних або гірських
річок; підвищення навколо них не перевищують 40 м
(Правобережжя та Передкарпаття); степова рівнина,
широкі латини річок з пологими схилами (центральні
і південні області та рівнинна частина Криму); неве-
ликі вододільні плато (Донецька та Придніпровська
височини); круті навітряні схили значних підвищень,
вододільні плато великих рік (долини Дніпра га
Дністра); високі плато та широкі володіти, гірські пе-
ревали (Українські Карпати і Кримські гори).
Для вибору найраиіональнішого місця розташу-
вання вітроенергетичних об'єктів та визначення
вітрового потенціалу проводяться короткотермінові
спостереження за швидкістю вітру. У кожному конк-
ретному випадку необхідно здійснювати прив'язку до
стаціонарної метеорологічної мережі, яка виконуєть-
ся у декілька етапів:
•	порівняння фізико-географічних та орографічних
умов розташування найближчих метеорологічних
станцій та пункту анеморозвідки. Вибирають декіль-
ка станцій з однаковим класом відкритості флюгера
за напрямом вітру та класом рельєфу;
•	порівняння даних станцій та епізодичних спосте-
режень короткого часового розрі зу, тіснотзз зв'язку між
ними та повторюваності швидкості вітру за напрямом;
•	вибір станції, що базується на найменших відхи-
леннях статистичних показників мінливості та на
найбільшій тісноті зв'язку між даними стаціонарного
та епізодичного пунктів спостережень;
•	після вибору станції приведення приймається
найдоцільніший метод: у ряд експериментальних
спостережень вноситься відповідна поправка з ураху-
ванням нормованої середньої швидкості вітру га се-
редніх квадратичних відхилень.
Наступним етапом корегування даних спостере-
жень до оптимального вітровикористання є приве-
дення швидкості вітру до умов відкритого місця че-
рез залежність, що характеризує профіль вітру у при-
земному шарі атмосфери [6|:
К2І8—
У2 = У|(4.17)
К,І8-
де У2 — шукана (скорегована) швидкість вігру на
висоті Н2 у ландшафтних умовах К2; У( — швидкість
вітру на висоті флюгера Ь| у ландшафтних умовах К(;
— коефіцієнт шорсткості підстильної поверхні.
Коефіцієнт шорсткості змінюється залежно від типу
підстильної поверхні: для населеного пункту він стано-
вить 150 - 200 см, лісу - 100. ботота з чагарниковою
рослинністю - 60, поля з високою рослинністю — 5.
поля з травою — 1, рівного пазя — 0,5 см.
Приведення даних спостережень з урахуванням
конкретних ландшафтних умов та шорсткості
підстильної поверхні до висоти башт типових вітрод-
вигунів є наступним етапом їх інтерпретації
відповідно до вимог вітроенергетики і проводиться
за допомогою залежності [47]:
V=Vф(—)'\	(4Л8)
де V — швидкість вітру на заданій висоті вітроуста-
новки, У,р - швидкість вітру на висоті флюгера, й —
висота вітроаірегата, ііф - висота флюгера.
Оцінка кліматичного потенціалу вітрової енергії.
Значну роль у розвитку вітроенергетики відіграє
кліматологічна інформація, оскільки метеорологічні
величини є визначальними для успішної реалізації
енергії вітру.
Кліматичні потенційні вітроенергоресурси характери-
зують енергію вітру, властиву тій чи іншій території.
274
Посилаючись на середню швидкість вітру, можна
одержати їх орієнтовну оцінку. Проте для визначен-
ня повного кліматичного потенціалу вітрової енергії
цього недостатньо, тому поряд із середніми значен-
нями необхідно знати характеристики періодичних
та неперіодичних їх змін.
Оцінка кліматичного вітроенергетичного потен-
ціалу включає питому потужність вітрової енергії і
повний кліматичний потенціал за різні відрізки часу
(місяць, сезон, рік).
Питома потужність вітрового потенціалу з ураху-
ванням функції розподілу швидкості вітру становить
[55, 95|:
Ил=	(4.19)
де Мл — питома потужність вітрової енергії, Вт/м2;
V — середня швидкість вітру, м/с, р — густина
повітря, кг/м’.
Використовуючи (4.19), можна визначити повні
потенційні вітроенергетичні ресурси (Е^»), які харак-
теризують сумарну енергію вітрового потоку, шо
проходить через поперечний переріз їм2 за період Т:
^N« = N/11.
Основними показниками, шо використовують-
ся для розрахунку потенціалу вітрової енергії, є
середня, максимальна (максимально допустима)
швидкість вітру, за якої може працювати генера-
тор вітроенергоустановки та мінімальна, за якої
може працювати вітродвигун.
Середня швидкість вітру відіграє значну роль у
характеристиці вітрової енергії. У розподілі річної
швидкості вітру спостерігається істотний варіа-
ційний розмах, шо відображає неоднорідність
підстильної поверхні, а. отже, і вітроенергетичних
властивостей навіть у межах невеликої території.
Значним вітровим потенціалом характеризується
Донецька височина, Причорномор'я, Приазов'я,
Південний берег Криму, де середня швидкість вітру,
приведена за (4.17-4.18 ) до висоти 26 м, досягає в
окремі місяці 7,2 - 7,6 м/с ( табл. 4.10). Навіть на
Поліссі, де в основному слабкий вітровий потенціал,
є підвищені місця, цілком сприятливі для вітровико-
ристання.
Середня швидкість вітру, як деяка стабільна вели-
чина, не задовольняє потреби вітроенергетики, тому
необхідно враховувати її можливі зміни. Основні ста-
тистичні показники (середнє квадратичне відхилення,
коефіцієнт варіації) представлено за сезонами та за
рік у табл. 4.11. Ці показники дають змогу об'єктив-
но оцінити мінливість вітру.
В окремі сезони середнє квадратичне відхилення
швидкості вітру змінюється від 0,4 до 1,3 м/с. Ко-
ефіцієнт варіації протягом року становить 0,5 - 1,0, а
його мінімальні значення властиві районам значної
швидкості (узбережжя морів, гірські вершини).
Райони слабкого вітрового потенціалу характеризу-
ються максимальними значеннями коефіцієнта
варіації.
Таблиця 4.10
Середня місячна і річна швидкість вітру (м/с), приведена до
висоти 26 м
Станція	1	II	III	IV	*	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII Рік	
Чернігів	4.4	4.7	4.7	4.1	3,8	3,5	3,3	3,1	3,3	3.7	4,2	4,5	3.9
Рівне	6.5	6.9	6.8	6.0	5.0	4,7	4,5	4,4	4,6	5.4	6.3	6.4	5.6
Київ	5,7	5.9	5,5	4.8	4,6	4,4	4,1	4,0	4.1	4.8	5.7	5.8	5.0
Львів	5,8	6.0	5,8	5,0	4.5	4.3	4.0	4,0	4.1	4.8	5.6	5 7	5,0
Полтава	6,4	6.9	6.8	6,1	5.5	4.7	4.6	4.6	4.7	5.4	6,3	6.6	5,7
Харків	6,3	6.6	6.6	6.1	5.7	5.0	4.8	4,5	4.6	5,3	6,1	6,5	5,7
Пожежевська	9.1	7.7	8.0	5.8	5.8	5,1	5,4	5,3	6,5	6,6	8.3	8,3	6,8
Дніпропет- ровськ	5,4	5 5	5,6	5,0	4.9	4.2	4,1	3.9	3,8	4.5	5,0	5,2	4.8
Донецьк	7.5	80	7.7	6,9	6,2	5,1	4,9	4,8	4,8	5,9	7,3	7.1	6,4
Одеса	6.9	6.9	6 9	5.9	5,4	5,1	4,9	4,9	5.3	6,3	7,0	7.2	6.1
Хорли	6,9	7 4	7,1	6,9	6,8	6,4	6.2	6.2	5,9	6.4	6.6	6.9	6,6
Сімферополь	4.2	4.4	4.8	4 3	4,0	3,7	3.7	3.6	3,6	3.8	4.0	4.4	4.0
Сарич, маяк	6.0	6.7	6 7	6.3	5.3	4,5	4.6	4,9	5,0	6.1	5,7	6,2	5,7
Питома потужність потенційних вітроенергоресурсів
протягом року варіює досить відчутно (табл. 4.12). Взи-
мку її значення змінюються від 17 Вт/м2 (закриті для
повітряного потоку місця) до 444 Вт/м2 (узбережжя
морів). Залежно від місцевих умов спостерігається
(4.20)
_	Таблиця 4.11
Середня швидкість вітру V (м/с), середнє квадратичне
відхилення а (м/с) та коефіцієнт варіації Су на висоті флюгера
Таблиця 4.12
Питома потужність вітрової енергії (Вт/м') на висоті флюгера
Станція	Зима	Весна	Літо	Осінь	Рік
Чернігів	87	65	31	48	58
Рівне	247	160	71	133	153
Київ	143	102	56	87	97
Львів	142	91	38	76	87
Полтава	264	208	77	144	173
Харків	212	205	85	132	158
Луганськ	392	295	118	231	259
Пожежевська	512	237	128	306	296
Дніпропетровськ	123	106	44	64	84
Донецьк	354	271	77	177	220
Ужгород	17	26	16	11	18
Одеса	294	202	98	219	203
Бердянськ	263	201	107	164	184
Тендрівський маяк	444	275	164	321	301
Хорли	305	291	192	214	250
Мисоее	408	307	213	317	311
Херсонес, маяк	434	351	81	203	267
4. ВИКОРИСТАННЯ КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ ДЛЯ ВИРІШЕННЯ ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
275
значна мінливість цього показника навіть у межах
однієї природної зони.
Високі показники питомого вітрового потенціалу
властиві Донецькій височині, Приазов'ю. Причорно-
мор'ю, Криму, гірським вершинам Українських Кар-
пат (294 - 512 Вт/м!). Навесні питома потужність
вітрової енергії дещо нижча і досить істотно зміню-
ється на території: від 26 (захищені долини) до 35!
Вт/м! (узбережжя морів). Влітку її значення зменшу-
ються відносно зими у 2 - 3 рази і становлять в опти-
мальних місцях вітровикористання: на Поліссі — 31 -
71 Вт/м3, у центральних та північно-східних районах
— 77 - 85. Українських Карпатах - 128, на Приазов-
ській, Донецькій височинах та Причорномор'ї — 118
- 192, Південному березі Криму - 213 Вт/м!. Восени
відбувається зростання питомої потужності вітрової
енергії порівняно з літом у 1,5 раза.
Аналогічні характеристики, розраховані для висоти
26 м, зростають у 1,3 - 1,5 раза. шо свідчить про не-
обхідність використання у вітроенергетичних даних
наведених значень питомої потужності (табл. 4.13).
Використовуючи (4.20) можна визначити показни-
ки сумарних потенційних вітроенергоресурсів на ви-
соті флюгера. 16 та 26 м (табл. 4.14).
Прикладні характеристики вітрової енергії. Дані про
режим вітру (зміни швидкості вітру в часі та прос-
торі) необхідно представляти у вигляді об'єктивних
чисельних характеристик, оскільки використання
енергії вітру — це реалізація енергії природного ге-
офізичного процесу [95].
Процес надходження вітрової енергії має вигляд:
К.Ф.-4Е.У.-»П.У., де К.Ф. — кліматоутворювальні
фактори, шо характеризують режим надходження
вітрової енергії, Е.У. — енергетична установка,
відповідно, її технічні показники, П.У. — продук-
тивність установки.
Прикладні вітроенергетичні показники розрахову-
ються, виходячи з особливостей вітрового режиму
певної місцевості та з технічних характеристик вітро-
снергоустановки.
Таблиця 4 13
Питома потужність вітрової енергії (Вт/м?) на висоті 26 м
Станція	Зима	Весна	Літо	Осінь	Рік
Чернігів	97	84	44	62	72
Суми	264	203	97	182	187
Рівне	352	250	119	192	228
Київ	238	152	90	144	156
Львів	214	162	84	135	149
Полтава	305	277	119	203	226
Харків	291	277	135	182	221
Луганськ	475	456	182	305	354
Пожежевська	515	334	217	437	376
Дніпропетровськ	182	172	84	104	135
Донецьк	475	401	143	264	321
Ужгород	33	52	33	ЗО	37
Одеса	418	277	152	291	284
Бердянськ	367	305	172	238	270
Тендрівський маяк	515	367	238	418	384
Хорли	437	401	305	305	362
Мисове	557	475	351	494	469
Херсонес, маяк	648	320	162	351	370
Таблиця 4 14
Сумарні потенційні вітроенергоресурси (Вт/м’) на різній
висоті. Рік
Станція	Висота флюгера	16м	26 м
Чернігів	1829	1940	2270
Суми	4384	4994	5866
Рівне	4825	6109	7190
Київ	3059	3380	4920
Львів	2744	3501	4698
Полтава	5456	6125	7128
Харків	4983	5425	6969
Луганськ	8168	8936	11163
Пожежевська	9335	10093	11858
Дніпропетровськ	2649	3794	4257
Донецьк	6938	8885	10123
Ужгород	536	862	1166
Одеса	6402	7428	8956
Маріуполь	8989	11070	13788
Тендрівський маяк	9492	9620	12083
Хорли	7884	8620	11316
Мисове	9808	12111	14790
Основні точки робочої характеристики установки
|28,120|: мінімальна робоча швидкість (за фактичної
швидкості вітру, яка менша за мінімальну робочу,
продуктивність установки дорівнює нулю), макси-
мальна робоча швидкість (за фактичної швидкості
вітру, яка перевищує максимальну робочу, продук-
тивність установки дорівнює нулю), установочна
швидкість (за фактичної швидкості вітру, яка більша
за мінімальну робочу, але менша за установочну, про-
дуктивність установки є функцією розподілу швид-
кості вітру).
Однією з найскладніших та потрібних для практи-
ки є утилізована енергія вітру. Питомі утилізовані
вітроенергоресурси Йу дорівнюють:
Му = Мл - ДМо - ДМр - ДМ»і,	(4.21)
де Ми ~ повний потенціал вітрової енергії. N0 ~
питомі втрати енергії на початок руху, N/7“ питомі
втрати енергії на регулювання вїгроагрегата, ЬІ/и ~
питомі втрати енергії на виведення вітроколеса з-під
дії вітру.
Сумарний утилізований вітроенергетичний по-
тенціал визначається:
^2 Му = N уТ,	(4.22)
де Т - період часу.
Повторюваність робочої швидкості вітру є одним з
основних вітроенергетичних показників, оскільки
сумарна продуктивність вітроагрегата визначається
функціональною залежністю установки від швид-
кості вітру за розрахунковий період часу:
ґі гааХ	Л
0 = Т| /(У)Гі(У)сіУ.	(4.23)
^УГПІП
Прикладне значення має також цілий ряд характе-
ристик функціонування вітроустановки, шо відобра-
жають тривалість її роботи (Рр ) та штилю (Р3 ) —
простою:
276
Рр = | Ер(У№,
Літш
Таблиця 4 15
Загальна тривалість (год) енергетичного штилю (<3 м/с) та
(4.24)	енергоактивної швидкості вітру (гЗ м/с)_____________
Станція 1	м/с	1	11	111	IV	2М	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII	Рік
Чернігів	<3	360	306	367	392	425(442		492	503	474|434		352	338	4885
	гЗ	364	366	377	328	319	278	252	241	246	310	368	406	3875
Рівне	<3	249	206	247	303	350	378	420	438	415	354	357	274	3891
	23	495	466	497	417	394	342	324	306	305	390	463	470	4869
Київ	<3	491	406	472	475	517	536	571	587	559	544	494	510	6162
	23	253	266	272	245	227	184	173	157	161	200	226	234	2598
Львів	<3	329	276	314	363	407	411	470	484	460	407	344	340	4605
	23	415	396	430	357	337	309	274	260	260	337	376	404	4155
Полтава	<3	228	189	216	246	297	350	375	382	348	306	219	213	3369
	23	516	483	528	474	447	370	369	362	372	438	501	531	5391
Харків	<3	250	210	234	270	306	340	362	408	385	332	253	230	3580
	23	494	462	510	450	438	380	382	336	335	412	467	514	5180
Луганськ	<3	353	278	318	343	373	418	460	486	462	424	333	324	4572
	23	391	394	426	377	371	302	284	258	258	320	387	420	4188
Дніпро- петровськ	<3	332	290	318	355	353	423	429	472	441	403	333	354	4503
	>3	412	382	486	365	391	297	316	272	279	341	387	390	4257
Донецьк	<3	296	189	228	274	325	375	402	427	408	326	214	231	3695
	23	448	483	516	446	419	345	342	317	312	418	506	513	5065
Ужгород	<3	538	464	479	475	524	510	570	575	575	583	545	557	6395
	23	206	208	265	245	220	210	174	169	145	161	175	187	2365
Одеса	<3	160	162	178	235	257	273	289	287	247	199	149	186	2622
	23	584	510	566	485	487	447	455	457	473	545	571	558	6138
Маріуполь	<3	240	194	231	220	239	283	312	342	326	283	203	224	3097
	23	504	478	513	500	505	437	432	402	394	461	517	520	5663
Бердянськ	<3	280	251	289	143	323	325	368	392	388	347	239	298	3643
	23	464	421	455	577	421	395	376	352	332	397	481	446	5117
Генічеськ	<3	266	218	267	265	264	292	308	315	322	279	261	240	3297
	23	478	454	477	455	480	428	436	429	398	465	459	504	5463
Чорно- морське	<3	314	250	351	378	420	397	408	409	371	383	379	359	4419
	23	430	422	393	342	324	323	336	335	349	361	341	385	4341
лі имп
Р.=[ Г3(Г)4/Г,
де Ер — тривалість дії вітру в діапазоні
^тш'^тах’ Р3 “ тривалість дії вітру в діапа-
зоні Уо - Утіп.
Наведені нижче результати розрахунків
вітрової енергії мають узагальнений характер,
оскільки для їх отримання закладені показни-
ки широкого діапазону, тому під час вирішен-
ня окремих прикладних завдань вони повинні
кон крети зу ватися.
За нижню межу енергоактивної швидкості
приймається робоча швидкість вітру 3 м/с, за
енергетичний штиль — штиль та слабкий вітер
(до 3 м/с). Енергетичний штиль найчастіше
(46 - 73 %) спостерігаються вночі. Полуденна
повторюваність енергоактивної швидкості по-
над 3 м/с досягає 90 %, а мінімум відмічаєть-
ся вночі (10-27 %). Протягом року розподіл
енергоактивної швидкості також має свої
особливості. Найбільша частота спостерігаєть-
ся у зимові місяці. Так. у січні вона змінюєть-
ся від 43 на Поліссі до 65 - 75 % у Криму.
Особливо велика мінливість вітру, швидкість
якого перевищує 10м/с. Повторюваність цього
вітру змінюється у зимові місяці від 1 (Ужгород)
до 27 % (Тендрівський маяк). Відкриті незахи-
щені станції, розмішені на підвищеннях та на
узбережжі морів, характеризуються значною
частотою енергоактивного вітру протягом року.
Енергоактнвний вітер, швидкість якого переви-
щує 3 м/с, найчастіше (49 - 85 %) спостерігається на
Донецькій височині, узбережжях Чорного та Азовсь-
кого морів. Його повторюваність за рік найменша (25
- 31 %) у Закарпатській та Івано-Франківській облас-
тях. Навпаки, енергетичний штиль найчастіше буває у
Закарпатті та на Поліссі (60 - 75 %), а дуже рідко — на
узбережжі морів (15-23 %).
Велику ваг>' мають характеристики тривалості
енергетичного штилю га енергоактивної швидкості,
які застосовуються для обгрунтування режиму робо-
ти та продуктивності вітроагрегатів (табл. 4.15).
Робоча швидкість вітру понад 3 м/с майже всюди
переважає у зимові місяці (584 год, січень, Одеса),
влітку і восени вона мінімальна. Тривалість енерге-
тичного штилю за рік найбільша у Закарпатті (6395
год) і найменша у Криму, де вона становить 2011 год
(табл. 4.16). Тривалість робочої швидкості узагальне-
ного діапазону змінюється від 2365 (Ужгород) до
5663 год (Маріуполь), тобто більше, ніж удвічі.
Важливою інформацією про пріоритетність вітро-
використання будь-якого району поряд з показника-
ми кліматичного вітроенергетичного потенціалу є
дані про ту його частину, яка може бути використа-
на вітроагрегатом визначеного типу в районі його
розміщення: показники узагальненої питомої потуж-
ності утилізованої вітрової енергії та її сумарні річні
значення за робочої швидкості понад 3 м/с. Розраху-
нок проводиться згідно з (4.21-4.22). У річному ході
Таблиця 4.16
Тривалість (год) енергетичного штилю <3 м/с та
енергоактивної швидкості вітру І.З м/с. Рік
Станція	Енергетич- ний штиль, год	Енергоактивна швидкість вітру, м/с			
		>3	>6	>8	>10
Чернігів	4885	3875	2234	753	184
Київ	6162	2598	2584	1148	631
Львів	4605	4155	2251	1077	596
Полтава	3369	5391	2961	1647	902
Харків	3580	5180	3329	1892	981
Луганськ	4572	4188	2549	1437	780
Дніпропетровськ	4503	4257	2321	1209	499
Донецьк	3695	5065	3267	1804	1174
Ужгород	6395	2365	603	131	17
Чернівці	5241	3519	1918	780	263
Одеса	2622	6138	1857	745	298
Запоріжжя	4750	4010	2059	1025	490
Маріуполь	3097	5663	5659	3837	2497
Бердянськ	3643	5117	3206	2050	1498
Тендрівський маяк	2011	6749	4494	2654	1550
Херсон	4270	4490	2382	1148	569
Г енічеськ	3297	5463	2917	1708	1148
Севастополь	3264	5496	2786	1875	1226
Чорноморське	4419	4341	3212	1928	912
4. ВИКОРИСТАННЯ КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ ДЛЯ ВИРІШЕННЯ ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
277
питомої потужності утилізованої енергії спостерігаєть-
ся літньо-осінній мінімум, який істотно варіює на те-
риторії (Закарпаття - 6 Вт/мг, Крим - 174 Вт/м:).
Найбільша потужність цієї енергії властива зимо-
вому сезону, коли вона досягає 289 - 374 Вт/м*’ (табл.
4.17). Її середні річні значення змінюються на тери-
торії від 12 до 259 Вт/мг, а на висоті 26 м становлять
14 - 402 Вт/м’.
Таблиця 4,17
Питома потужність утилізованої вітрової енергії (Вт/м') на
висоті флюгера
Станція	Зима	Весна	Літо	Осінь
Чернігів	66	46	18	33
Рівне	213	130	50	104
Київ	100	69	33	53
Львів	109	67	25	54
Полтава	243	186	63	126
Харків	182	170	62	101
Луганськ	289	212	70	143
Пожежевська	273	191	95	226
Кривий Ріг	190	148	89	200
Ужгород	13	19	9	6
Чернівці	61	36	42	39
Одеса	272	180	89	200
Маріуполь	371	336	111	218
Бердянськ	215	179	86	131
Тендрівський маяк	359	218	117	237
Хорли	271	259	167	188
Мисоее	374	253	174	267
Сумарні ресурси утилізованої енергії також зазна-
ють значних коливань як протягом року, так і на те-
риторії. їх максимальні значення у районах оптималь-
ного вітровикористання перевищують 8000 МДж/м’
на висоті флюгера та 12000 МДж/м*’ на висоті 26 м
(табл. 4.18).
Таблиця 4.18
Питома потужність утилізованої вітрової енергії (Вт/м') та
сумарні утилізовані вітроенергоресурси (МДж/м’). Рік
Станція	Питома потужність утилізованої вітрової енергії, Вт/м’		Сумарні утилізовані вітроенергоресурси, МДж/м’	
	висота флюгера	26 м	висота флюгера	26м
Чернігів	41	49	1293	1545
Рівне	124	174	3910	5488
Київ	64	93	2018	2933
Львів	64	93	2018	3438
Полтава	154	200	4856	6308
Харків	129	179	4068	5646
Луганськ	178	226	5613	7128
Пожежевська	196	353	6181	11134
Кривий Ріг	157	197	4951	6213
Ужгород	12	14	378	441
Чернівці	44	81	1388	2555
Одеса	185	253	5834	7980
Маріуполь	259	372	8168	11733
Бердянськ	153	214	4825	6749
Тендрвський маяк	233	362	7348	11417
Хорли	221	323	6969	10187
Мисоее	267	402	8420	12679
Районування за потенціалом вітрової енергії. Україна
має досить високий кліматичний потенціал вітрової
енергії, який забезпечує продуктивну роботу не лише
автономних вітроустановок, але й потужних вітроеле-
ктростанцій. Зростає необхідність у виявленні найпе-
рспективніших місць використання вітрової енергії,
базуючись на її кліматичному потенціалі та показни-
ках його можливої утилізації.
Районування території України за потенціалом
вітрової енергії проводилось на основі кліматичного
узагальнення цих показників. Вибір здійснювався за
принципом їх доказовості як характеристик бага-
торічного режиму вітрової енергії та її просторово-
часової структури.
Дія районування території застосовано комплекс
показників: середня річна швидкість вітру (дає загаль-
не уявлення про кліматичний вітроенергетичний по-
тенціал будь-якого району) та її мінливість; питома
потужність та сумарні потенційні вітроенергоресурси і
утилізована вітрова енергія; тривалість енеріоактивної
швидкості вітру га енергетичного штилю; безперервна
тривалість робочої швидкості (як критерії! стабільності
функціонування вітроагрегатів). Нижче наводиться ха-
рактеристика виділених районів та відповідний ранг
вітроенергозабезпеченості (табл. 4.19).
Отже, комплекс показників вітрової енергії доз-
воляє оцінити енергетичні можливості кожного
району та розробити рекомендації щодо її раціональ-
ного використання.
Найвищим вітроенергетичним потенціалом відзна-
чаються узбережжя Чорного та Азовського морів.
Південний берег Криму, вершини Українських Кар-
пат, Кримських гір.
Умови вітровикористання оптимальні протягом
усього року. Будівництво вітроелектростанцій треба
розгортати у цих регіонах, враховуючи значний
дефіцит власних генеруючих потужностей. Можливе
ефективне розміщення як потужних вітроелектрос-
танцій. так і автономних вїгроенергоустановок. Слід
надавати перевагу будівництву вітроелектростанцій
на прилеглих водних акваторіїїх, шо мають особливо
високий вітроенергетичний потенціал.
•	Високий потенціал вітрової енергії властивий
району Донецької височини, Приазовської та При-
чорноморської низовин. Тут протягом року сприят-
ливі умови для вітровикористання та ефективної ро-
боти потужних вітроелектростанцій та автономних
вітроенергоустановок.
•	Достатнім вітроенергетичним потенціалом від-
значаються також Подільська та Придніпровська ви-
сочини. Умови вітровикористання досить сприятли-
ві, особливо у холодний період року.
•	Поліська та Придніпровська низовини характе-
ризуються невисоким вітровим потенціалом та не-
рівномірним його розподілом протягом року. Умови
вітровикористання менш сприятливі, рекомендуєть-
ся розміщення тихохідних вітроенергоустановок,
рентабельність яких підвищуватиметься у холодний
період року.
•	Передкарпаття, Закарпаття та вузькі захищені до-
лини Українських Карпат та Кримських гір відзнача-
278
Таблиця 4.19
Районування території України за показниками вітрово» енергії
Регіон	Показники районування									Оцінка потенціалу вітрової енергії
	середня річна швидкість вітру, м/с	питома потужність вгтррвої енергії, Вт/мг		сумарна потужність вітрової енергії. МДж/м'		тривалість (год) різної швидкості вітру, м/с				
		потен- ційної	утилі- зованої	потен- ційної	утилі- зованої	загальна			безпе- рервна	
						<3	>3	>5	>3	
Узбережжя Чорного І Азовського морів, Південний берег Криму, вершини Українських Карпат. Кримських гір	5.5- 6,5	250- 300	200- 250	8000- 9500	7000- 8000	1250- 6500	5500- 6500	3000- 5500	20-35	Дуже високий потенціал. Найбільш сприятливі умови вітро- використання
Донецька височина. Приазовська та Причорноморська низовини	5.0- 6.0	200- 250	150- 200	6000- 7500	4500- 5000	2250- 2750	4500- 5000	2000- 3200	17-25	Високий потенціал. Сприятливі умови вітро- використання
Подільська та Придніпровська височини	4.0- 5.0	150- 200	100- 150	4500- 5500	3500- 4500	2250- 4750	4000- 5500	2250- 3000	15-20	Достатній „потенціал Досить спри- ятливі умови
Поліська та Придніпровська низовини, Волинська височина	4,0- 4.5 3,0- 4.0	100- 120 50-80	80-100 30-60	3500- 4500 1500- 2500	3000- 3500 1000- 1500	4000- 5000 4500- 5000	3500- 5000 3500- 4000	2300- 2800 1500- 2000	15-17 12-14	Невисокий потенціал. Обмежено спри- ятливі умови
Передкарпаття, Закарпаття, долини Українських Карпат, Кримських гір	1.5- 2.5	10-40	5-10	200- 500	100- 300	5750- 6250	2500- 3000	500- 1500	10-15	Низький потен- ціал Несприят- ливі умови віт- ровикористання
Агрокліматичні ре-
сурси зумовлюють роз-
ташування, склад, стру-
ктуру сільськогосподар-
ських об'єктів (посівні
плоші, набір польових,
овочевих, плодових,
ягідних та інших куль-
тур), особливості сис-
тем землеробства, аг-
рофітотехнологій, фор-
мування росту, розвит-
ку рослин, їх продук-
тивності і урожайності.
Вони мають загальні і
спеціалізовані, просто-
рові та часові власти-
вості: загальні — визна-
чаються метеорологіч-
ними величинами, спе-
ціалізовані - виділяють
за ступенем реакції біо-
логічного об'єкту, аг-
рофітотехнології чи си-
стеми землеробства на
відповідні значення.
ються низьким вітровим потенціалом. Умови вітро-
використання несприятливі, за винятком окремих
місць, які значно домінують над навколишньою
місцевістю.
Наведені показники кліматичного потенціалу
вітрової енергії можуть бути застосовані у техніко-
енергстичних розрахунках та для обгрунтування
раціонального розміщення об'єктів вітроенергетики.
4.2.	АГРОКЛІМАТИЧНІ ТА АГРОГІДРОЛОГІЧНІ
РЕСУРСИ
Агрокліматичні ресурси — частина кліматичних ре-
сурсів, шо найістотніше впливає на об’єкти сільсько-
господарського виробництва. Так, у температурі
повітря визначається біологічно ефективна, біологічно
активна або збиткова частки. За Ідеєю Р.А.Реомюра,
внаслідок незворотності біохімічних реакцій у рості і
розвитку рослин застосовуються показники накопичу-
вальної дії теплової енергії. Її ефект оцінюється
відповідними сумами температури за міжфазні періоди,
вегетаційний цикл, за вегетаційний період та сільсько-
господарський рік. У сонячній радіації за спектральним
розподілом енергії виділяють біологічно діяльну части-
ну - фізіологічно активну радіацію. У кількості опадів
— частку, яка цілковито використовується у процесах
водоспоживання сільськогосподарською культурою і
оцінюється ефективною їх частиною за біологічно важ-
ливі періоди. Більш глибоке визначення агрокліматич-
них ресурсів надається за значеннями біологічних оп-
тимумів, мінімумів (максимумів) певної метеоро-
логічної величини. їх також узагальнюють за окремі
міжфазні періоди, вегетаційний цикл, за вегетаційний
період та сільськогосподарський рік.
Просторові властивості оцінюють за територіальним
поширенням (охопленням площі) певного значення
метеорологічної величини, явиша. Часові ознаки ре-
сурсів поділяють за моментом або періодом настання,
закінчення, тривалістю.
Агрокліматичні ресурси. Переважна більшість аг-
рокліматологічних і агрогідрологічних ресурсів є важ-
ливим чинником для обгрунтування ведення і
висвітлення особливостей сільськогосподарського ви-
робництва. Серед останніх провідною є невизна-
ченість наслідків діяльності на її початку. Вона зумов-
лена багатофакторною, багаторівневою залежністю
всіх об'єктів від погоди і клімату. Іншою особливістю
сільського господарства є сезонність процесів і робіт
за річним циклом надходження сонячної радіації, ди-
наміки температури повітря та кількості опадів.
Відповідно до циклічної зміни цих чинників форму-
ються особливості агрофітотехнологій, систем земле-
робства, вегетації польових культур.
Сезонні особливості сільськогосподарського ви-
робництва у поєднанні з агрометеорологічною та аг-
рокліматологічною інформацією свідчать про сталу
потребу сільського виробництва у ній (табл. 4.20)
|135|. За допомогою цієї інформації вирішуються
проектні, планові і поточні завдання виробництва,
для чого необхідні дані про початок, закінчення та
тривалість сезонів і періодів з від'ємною та позитив-
ною температурами, вегетаційного та, насамперед, з
активною вегетацією. Сезонність сільськогоспо-
дарських робіт зумовлена циклічністю агрокпіматич-
них ресурсів (88]. Провідними їх показниками є
річний хід сонячної радіації та залежної від неї ди-
наміки температури повітря і поверхні грунту'.
Різноманітністю агрокліматичних ресурсів та особ-
ливостями механізму їх впливу на об'єкти і агро-
4. ВИКОРИСТАННЯ КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ ДЛЯ ВИРІШЕННЯ ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
279
Таблиця 4.20
Сезонність сільськогосподарського виробництва за річним перебігом агрометеорологічних умов
Сезонні особливості агрофітотехнологій	| розвитку рослинності		Агрометеорологічні та агрокліма- тичні умови, їх показники
Передпосівний 1 посівний періоди (березень - травень)		
Передпосівний обробіток • у, сівба ранніх і теплолюбних культур	Відновлення вегетації Сходи і початок роз- витку польових культур	Сходження снігового покриву, відта- вання і прогрівання	у. накопи- чення тепла, вологості • у, замо- 	оозки. СУХОВІЇ	
Період догляду просапних і технічних культур, збирання колосових (червень - серпень)		
Міжрядний обробіток • у, піджив- лювання, боротьба зі шкідниками і хворобами, збирання зернових, ово- чевих, ранніх плодових, сінокосіння	Активна вегетація, дозрівання ранніх зер- нових, плодоносіння садових і овочевих культур	Найбільше споживання сонячної ра- діації, тепла, вологи, найбільша чут- ливість до заморозків, суховіїв, пе- резволожений та ін.
Період сівби озимини і збирання просапних та технічних культур (вересень - жовтень)		
Завершення догляду за посівами, збирання урожаю просапних, технічний. плодових, овочевих культур, сшба озимини, післяжнивний обробіток  у, оранка зябу	Достигання середньо- іпізньоспілих культур, сходи озимини, пожовтіння листя дерев	Зменшення потреби у сонячній раді- ації, теплі, вологфсті, поступове завер шення ве< ещціі за переходом тем- ператури повітря через 15, 10, 5 *С. Заморозки
Період припинення вегетації і підготовки до зимівлі (листопад - грудень)		
Завершення збиральних робіт, догляд за озиминою, заготівельні роботи, закладання врожаю на зберігання	Укорінення і загартування озимини. Листопад у дерев	Зменшення кількості тепла, збіль- шення вологості • у. перехід тем- ператури повітря через 0 С, вста- новлення снігового покриву, про- мерзання	у
Період анабіозу рослин і підготовки до весняних польових робіт (січень - березень)		
Снігозатримання, руйнування льодової кірки, підготовка насіння, добрив, засобів захисту рослин, машинного парку, зберігання врожаю	Зимівля озимини і плодових дерев	Температура • у на глибині вузла кущіння, умови зимівлі озимих і плодових, кількість опадів, вологість > у, ВІДЛИГИ
Агрокліматичні ресур-
си України дозволяють
певним чином вирішити
проблему невизначено-
сті наслідків діяльності,
сезонності, багатофак-
торності, багатоіран по-
сті сільськогосподарсь-
кого виробництва. За-
гальні ознаки агрокліма-
тичних ресурсів вмішу-
ють терміни початку і
закінчення, тривалість
холодного, теплого, ве-
гетаційного періодів та
періоду активної веге-
тації. Вони визначають-
ся тривалістю сонячного
сяйва, інтенсивністю на-
копичення тепла та
кількістю опадів у відпо-
відні періоди.
екосистеми зумовлена також багатофакторність
сільськогосподарського виробництва. Вона є наслід-
ком своєрідних взаємозв'язків їх певних ознак із
властивостями сонячної радіації, теплового фактору,
атмосферного та грунтового зволоження (135|.
Багатоіранність сільськогосподарського виробницт-
ва проявляється у його галузевих особливостях. Кліма-
тичні і агрогідрологічні ресурси визначають склад,
структуру, розташування, спеціалізацію об'єктів, типи
сівозмін (польові, прифсрмерські, овочеві, землероб-
ства закритого грунту), структуру посівних площ. Вну-
трішньогосподарські особливості зумовлюються внут-
рішньою структурою агрокліматичних ресурсів, повто-
рюваністю несприятливих явиш погоди.
Потенціал агрокліматичних ресурсів, поряд із об-
сягом, вмішує ступінь їх сприятливості шодо сільсь-
когосподарських об'єктів. Він є ознакою певної міс-
цевості, визначає спеціалізацію та зумовлює межі
інтенсифікації сільськогосподарського виробництва.
Внутрішня структура агрокліматичних ресурсів задо-
вольняє загальні потреби певних об'єктів на відпо-
відному рівні. Найпоширенішим засобом відобра-
ження їх загальної потреби є показники сум пози-
тивної, ефективної та активної температури за веге-
таційний цикл кожної культури (табл. 4.21).
За їх значеннями визначають можливості виро-
щування культури у певній місцевості. Проте, одна-
кові за обсягом агрокліматичні ресурси у веге-
таційний період або у період активної вегетації мо-
жуть зумовлювати різний рівень продуктивності,
шо залежить від співпадання динаміки них показ-
ників і потреби об'єктів сільськогосподарського ви-
робництва. Відповідні дані теплопотреби за біоло-
гічним оптимумом температури повітря наведено у
табл. 4.22.
Показники водопотреби польових культур у виг-
ляді оптимумів опадів і валового водоспоживання
наведено у табл. 4.23.
Таблиця 4.21
Потреба у теплі сільськогосподарських культур різних груп
стиглості за вегетаційний цикл. Лісостеп
Культура	Біологічний міні- мум температу- ри *С		Біологічна сума температур для різних груп стиглості, *С		
	початку росту	дозрі- вання	ран- ня	серед- ня	пізня
Зернові					
Озима пшениця*)	5	10	1525	1575	1625
Озиме жито *)	5	10	1450	1500	1550
Яра пшениця *)	5	12	1500	1700	1800
Ячмінь *)	5	10	1350	1425	1525
Овес *)	5	10	1350	1550	1650
Гречка ’)	7	10	1200	1300	1400
Просо ’)	10	10	1500	1600	1800
Кукурудза	10	10	2200	2500	2700
Рис *)	15	15	2500	2760	3260
Бобові					
Горох	5	10	1300	1430	1580
Квасоля	12	12	1500	1700	1900
Соя	10	10	2300	2500	3000
Сочевиця	5	10	1460	1580	
Люпин	6	12	1460	1760	2150
Просапні					
Цукрові буряки			1450		
Картопля			1400		
Соняшник	8	10		1970	2300
Технічні					
Льон - довгунець	7	10	1430	1530	
Коноплі	3	10		1800	2560
Овочеві					
Огірки			1200	1300	1450
Томати			1500	1600	1750
Капуста			1400	1500	1650
Буряки столові			1500	1600	1750
Морква			1500	1600	1750
Ріпа			1000		
•) Показники наведені для періоду сівба-еоскова стиглість.
280
Таблиця 4.22
І иіііігиютреба польових культур у передпосівний період і
вегетаційний цикл *
Оптимальна температура, ’С
культура	III	IV V VI VII VIII IX X		XI	XII	1	II
Оіими пшениця	2,2	8.6	13.4 17,0 22.0 17,5 14,8 10,7	5,0	-2.0	-4,5	-2.6
Озимо жиго	0	9.6	14,0 18.0 20,0 17,2 13,8 9.6	2.0	-3.4	-6.0	•5.5
Ярии ЯЧМІНЬ	2.5	6.4 13,0 18,0 19,0			0.7	-3.0	-0.6
Овес	3,0	9,0 15.0 16.0 22,0			-1,4	-2.7	-1.0
Кукурудза с<*|м’дньостигла	3.3	8.6 13,5 16,8 18,7 18,0 12,0			-2.0	-3.7	-1,6
Просо	4.5	8.4 14,0 18.0 20.0 19,0			-1.7	-1.5	1.2
Гречка	0	9,0 15,5 17,0 18,6 18,0					
Горох	3,9	8.0 12,3 17,4 16,0			-2,5	-2.6	0.3
Соняшник	3.2	9,0 14,5 19,4 22.0 21,0			-1.0	-1.8	-0,3
Цукрові буряки	3.0	8,0 14,0 18,0 19,0 16,6 14,0					
Картопля серєдньос т иг ла		15,5 17.5 17,5 17.5 12,5					
Люпин	1.0	10,0 13.0 16,0 18,0			-4,0	-6,0	-3,5
Однорічні трави	5,0	10.0 14,0 17,0 19,0					
Багаторічні трави Люцерна	4.5	9.0 13,0 16,0 18,0 17,0 13,0 8.0		5.6	3.5	2,3	2.0
Природні сіножаті Лісостепові	1,0	6.0	14,5 19,0 20,5 18,8 15.0 8.0	4.0	0,8	-1.3	•1.8
•) Примітка.
Вегетаційний цикл охоплює період, протягом якого рослини
відтворюють одне покоління нащадків. У монокарпічних рослин він
триває від сівби до дозрівання за один вегетаційний період (два у
озимих). У полікарпічних рослин кількість вегетаційних циклів
відповідає кількості плодоносінь в онтогенезі. Один такий
вегетаційний цикл може вміщувати декілька вегетаційних періодів
анабіозу. З ним пов'язана перезимівля плодо-
вих дерев і ягідників, озимини, активне роз-
гортання робіт у закритому грунті, догляд ози-
мини га ін. Важливе значення мас початок,
закінчення та тривалість холодного періоду.
Просторове поле дат початку холодного
періоду є складним і різноманітним. Це зу-
мовлено значним градієнтом температури
підстильної поверхні між південними і
північними регіонами та тривалими цирку-
ляційними процесами в атмосфері восени.
Холодний період починається у листопаді -
січні. На більшій частині України початок хо-
лодного періоду припадає на ЗО листопада.
Найраніше (до 20 листопада) він настає в
північній частині Чернігівської, майже пов-
сюдно у Сумській та на півночі Полтавської і
Харківської областей, у центральних областях
- наприкінці листопада, а в Степу і на Закар-
патській низовині у середині, на крайньому
півдні навіть наприкінці грудня. У Криму він
настає у першій половині січня.
Закінчення холодного періоду теж досить
нерівномірне: у Криму 31 січня - 28 лютого;
південному Степу - з 15 лютого до 1 березня,
а в північному Степу до середини березня. На
всій території України холодний період
закінчується з 4 до 19 березня. Отже, закінчен-
ня холодного періоду відбувається у Криму і
на Закарпатській низовині у лютому, в Степу
- переважно на початку березня. Решта тери-
торії починає отримувати весняне тепло після
10 березня.
Тривалість холодного періоду визначається
датами його настання - закінчення і має певні особ-
ливості. Найтриваліша зима (120 днів) на крайньому
північному сході; найкоротша (від 7 до 46 днів) у
Криму. На Поліссі і у Лісостепу тривалість зими ста-
новить 88 - 118 днів, у
північному Степу —
від 80 до 109 днів, а в
південному Степу —
від 55 до 98 днів.
Тривалість сонячно-
го сяйва у зимовий се-
зон розподіляється по
території відповідно до
тривалості цього сезо-
ну. У східному Лісос-
тепу вона становить
близько 150 год, у за-
хідному і центрально-
му Лісостепу' досягає
185 год, у Степу пере-
вищує 200 год, а в
Криму досягає 250 год.
За низької температу-
ри значна тривалість
сонячного сяйва приз-
водить до світлових об-
ліків стовбурів дерев.
Холодним період. Агрокліматичні ресурси за холод-
ний період відіграють значну роль у різних галузях
сільськогосподарського виробництва. Протягом цього
періоду більшість рослин перебуває у стані зимового
Таблиця 4.23
Водопотреба (мм) польових культур за природними зонами
Польова культура	Вегетаційний цикл	Біологіч- ний опти- мум опа- дів, мм	Загальна водопотреба польових культур за рік, мм				
			Полісся і Лісостеп (захід- ний)	Полісся (цен- тральне і східне)	Лісостеп (централь- ний і схід- ний)	Степ	
							
Озима пшениця	Вересень-липень	550 750	635	630	625	613	605
Озиме жито	Вересень-липень	500-700	585	580	575	563	555
Ярий ячмінь	Березень-липень	250 390	450	420	420	415	410
Овес	Березень-липень	280 - 400	480	450	450	445	440
Кукурудза середньостигла	Квітень- вересень	280 • 480	390	365	370	370	350
Просо	Квітень-серпень	280-500	435	410	415	415	385
Гречка	Т равень-серпень	270 - 470	485	455	460	455	465
Горох	Червень-липень	270 - 470	510	480	480	470	455
Соняшник	Квітень-серпень	220 340	380	350	355	355	325
Цукрові буряки	Березень-вересень	400 - 720	470	450	450	455	470
Картопля	Т равень-вересень	300 - 570	470	445	445	440	440
Люпин	Квітень-липень	165  300	405	370	375	365	350
Однорічні трави	Квітень-липень	120-220	360	325	330	320	305
Багаторічні трави	Квітень-липень	520-700	530	520	520	590	590
Природні сіножаті	Березень-лютий	475	475	475	475	480	480
4 ВИКОРИСТАННЯ КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ ДЛЯ ВИРІШЕННЯ ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
281
чим завдає їм шкоди. За сумою від'ємної температури
Україна, відповідно до шкали суворості зими П.1. Ко-
лоскова [123], визначається як територія з м'якою зи-
мою (менше — 5ОСРС), проте, ця шкала не враховує
реакцію рослин, що перезимовують.
Сума від'ємної температури у зимовий сезон
змінюється від —570“С у східному Лісостепу до —2°С у
Криму (табл. 4.24). Її розподіл близький до широтно-
го у степовій частині І до меридіонального - на заході.
Таблиця 4.24
Агрокліматичні ресурси різної сумарної повторюваності нижче зазначених
меж за природними зонами та регіонами. Холодний період листопад-
____________________________ березень _________________________________
Природна зона, регіон		Коли* вання		Середня	Сумарна повторюваність,%						
		від	ДО		5	10	25	50	75	90	95
Суворість зими (сума від'ємної температури), 'С											
Полісся	західне	-355	•281	•350	-700	-650	-500	-350	-200	-50	
	центральне	-438	-418	-430	-790	-740	-590	-440	-290	-140	-90
	східне	-560	-511	-540	-890	-840	-690	-540	-390	-240	-190
Лісостеп	західний	-404	-277	-400	-750	-700	-550	-400	-250	-100	-50
	центральний	-418	-310	-400	-750	-700	-550	-400	-250	-100	-50
	східний	-570	403	-480	-830	-780	-630	-480	-330	-180	-130
Степ	ПІВНІЧНИЙ	-460	-303	-380	-730	-680	-530	-380	-230	-80	-зо
	південний	-420	-60	-230	-580	-530	-380	-230	-ЗО	130	180
Крим		-100	-2	-50	-400	-350	-200	-50	100	250	300
Закарпаття		-205		-200	-550	-500	-350	-200	-50	-100	150
Кількість опадів за холодний період зменшується
віл 186 мм у східному Лісостепу до 10 мм у Криму.
Північно-східній частині властиві найдовша зима
(100 - 120 днів), найменша тривалість сонячного сяй-
ва (менше 150 год), значна сума від'ємних температур
(нижче —500"С) і досить значна кількість опадів (біль-
ше 140 мм). На теренах від Українських Карпат до до-
лини Дніпра зима триває 90-110 днів, тривалість со-
нячного сяйва становить близько 180 год, сума
від'ємної температури перебуває у межах -400...-300*0,
кількість опадів досягає 100 - 150 мм. Степова зона
відзначається найкоротшою зимою (50 - 100 і до 7 днів
у Криму), з найбільшою тривалістю сонячного сяйва
(понад 200 год), найменш холодною (від —300 до -2“С),
нестійкою і найсухішою (від 100 до 10 мм за винятком
місцевості навколо Донецької височини) погодою.
Теплий період. На початку та наприкінці теплого
періоду вегетація ще або вже не відбувається, росли-
ни переходять із стану анабіозу до активної вегетації
або навпаки. Разом з тим, для підготовки посівного
матеріалу і ґрунту до сівби, зяблевої оранки, закла-
дання урожаю на зберігання, випасу тварин, догляду
за плодовими, у бджільництві, у виробництві овоче-
вої продукції закритого грунту характеристика тепло-
го періоду має важливе значення.
Початок теплого періоду за кліматичними даними
співпадає із закінченням зими, а його закінчення —
з її початком. Розподіл термінів початку і закінчення
теплого періоду на території свідчить про їх
розбіжність і різноманітність у різних регіонах і на-
дає підстави для обгрунтування початку та закінчен-
ня обробітку грунту, догляду за рослинами, зберіган-
ня продукції тощо.
Тривалість теплого періоду змінюється від 245 днів
на півночі до 358 днів у Криму (табл. 4.25). У
північній половині теплий період триває дві третини
року, поступово збільшуючись на південь майже до
повного року у Криму. Лінії тривалості теплого
періоду в 260 і 270 днів перетинають всю територію.
Виділяється західна частина із меридіональною скла-
довою циркуляції атмосфери та крайня східна части-
на за межею, що проходить біля Маріуполя. Донець-
ка. Луганська та Харкова. Цим зумовлюються
особливості впливу підстильної поверхні на
розподіл тривалості теплого періоду. На При-
дніпровській низовині тривалість теплого
періоду збільшується на 5 - 15 діб порівняно з
оточуючими височинами, шо дає підстави до
орієнтації цієї території на вирощування ово-
чевих та плодоягідних культур.
У табл. 4.25 також наведено дані про сумар-
ну повторюваність, які дають уявлення про
межі мінливості вірогідних значень і дозволя-
ють визначати ступінь забезпеченості території
агрокліматичними ресурсами. На західному
Поліссі за середньої тривалості у 262 дні теп-
лий період може досягати 270, один раз у 10
років та з такою ж частотою - не перевищува-
ти 236 днів. У південному Степу за середньої
тривалості 300 днів теплий період може трива-
ти 315 або 292 дні. Такі дані надають підстави
проектування та перспективного планування заходів
аграрного сектора економіки, які охоплюють весь теп-
лий період. Аналогічні пояснення стосуються даних,
наведених у наступних подібних таблицях.
Характерною ознакою теплого періоду є збільшен-
ня тривалості сонячного сяйва, починаючи від захід-
них кордонів до Криму. Просторове поширення со-
нячного сяйва має складний характер з переважан-
ням широтного розподілу.
Середня сума позитивної температури повітря за
теплий період збільшується від 299О"С у західному
Поліссі до 4378"С у Криму (рис. 4.2).
Середня кількість опадів за теплий період змен-
Таблиця 4.25
Тривалість теплого періоду (дні) різної сумарної
повторюваності рівна та вища зазначених меж за природними
зонами та регіонами
Природна зона, регіон		Коли* вання		Середня	Сумарна повторюваність,%						
		від	ДО		5	10	25	50	75	90	95
Полісся	західне	254	270	262	296	289	277	262	248	236	233
	центральне	254	256	253	284	281	268	253	239	227	222
	східне	245	250	247	283	270	261	247	234	228	225
Лісостеп	західний	257	277	267	ЗОЇ	296	282	266	252	241	236
	щентральгий	256	264	260	294	289	275	260	246	237	231
	східний	245	261	253	284	281	268	253	239	227	222
Степ	північний	260	281	278	308	303	292	278	262	251	246
	південний	292	315	300	365	323	312	300	284	261	256
Крим		290	358	334	Визначається для окремих станцій						
Закарпаття				ЗОЇ	366	3511313		293	280	270	262
282
36
Рис. 4.2. Сума позитивної температури повітря ("С) за теплий період (з температурою повітря вище 0*С).
шується від 500 - 540 мм на заході до 360 - 380 мм у
південному Степу та в Криму. Особливе положення
займає Закарпатська низовина, де опадів випадає
близько 620 мм.
Вегетаційний період. Визначається як період між
датами переходу температури повітря через 5®С на-
весні і восени. Вегетаційний період за термінами і
тривалістю співпадає з активною частиною веге-
таційного циклу багаторічних рослин (табл. 4.26). З
його початком пов'язані весняні сільськогоспо-
дарські роботи із закриття вологи у грунті, догляду за
озиминою і її підживлюванням, сівбою ранніх ярих
зернових культур, підготовкою до висадки розсади
теплолюбних культур у грунт та ін. Закінчення веге-
таційного періоду' співпадає з припиненням вегетації
озимини, плодових і ягідних культур, із завершенням
збиральних робіт і основного обробітку грунту та
підготовкою до зберігання сільськогосподарської
продукції. Тривалість вегетаційного періоду зумов-
лює особливості вегетації озимини і багаторічних
грав, плодових і ягідних культур, визначає темпи
розгортання сільськогосподарських робіт, можливі
терміни завершення збиральних робіт пізніх культур
та основного обробітку грунту.
Вегетаційний період у Криму і на 'Закарпатській ни-
зовині починається 18-22 березня та І - 4 квітня на
півночі. До лінії Кіровоград - Дніпропетровськ домі-
нує широтний розподіл лат початку вегетаційного пері-
оду з переходом у меридіональні відхилення у східній
частині та на Придніпровській низовині а також на
заході України. Закінчення вегетаційного періоду від-
бувається з 19 жовтня - 1 листопада у північній частині
до 15 - 25 листопада на півдні. Розташування ізохрон
закінчення вегетаційного періоду певним чином спів-
падає з особливостями його початку. У Степу перева-
жають широтні закономірності, у Лісостепу і на Поліссі
- меридіональні. Вплив Придніпровської низовини зу-
мовлює більш пізнє закінчення вегетаційного періоду.
Тривалість вегетаційного періоду збільшується від
198 - 202 днів у східному Лісостепу до 241 на Закар-
патській низовині та до 265 днів у Криму. Розподіл її
має такі ж особливості, як і розподіл дат початку та
закінчення цього періоду: широтне розташування у
степовій та меридіональне у лісостеповій і поліській
частинах зі збільшенням тривалості на Придніпров-
ській та Донецькій височинах.
Тривалість сонячного сяйва за вегетаційний період
збільшується від 1350 год у Передкарпатгі до 2040 год
у Криму. Розподіл тепла (сума ефективної темпера-
тури, шо перевищує 5І'С) за вегетаційний період на
території має складний характер (рис. 4.3).
Сума ефективної температури змінюється від
1800"С у західному Лісостепу до 2852"С у Криму. Така
кількість тепла забезпечує ріст, розвиток і дозрівання
багатьох сільськогосподарських культур. У західній
частині (Житомирська, Вінницька. Хмельницька, Тер-
нопільська, Львівська області) сума ефективної темпе-
ратури менша 1800X3. Уздовж Придніпровської низо-
вини вона становить 2000 - 22ОО“С, а на Причорно-
морській низовині досягає 24ОО"С.
4 ВИКОРИСТАННЯ КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ ДЛЯ ВИРІШЕННЯ ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
283
Таблиця 4.26
Дати початку, закінчення та тривалість вегетаційного періоду (дні) різної
сумарної повторюваності вище зазначених меж за природними зонами та
регіонами
Природна зона, регіон		Коливан- ня		Серед- ня	Сумарна повторюваність,%						
		від	до		5	10	«І	50	75І	90	95
Дата початку вегетаційного періоду											
Полісся	західне	2.IV	4.IV	з.м	17.111	22.III	27.111	з.IV	10.0/	15 IV	17.IV
	центральне	4. IV	6 IV	4 IV	18 III	23 III	28 III	4.IV	11 IV	16. IV	18.IV
	східне	3.0/	5.IV	4.IV	18.III	23.ІІІ	28 III	4.IV	11 IV	16 IV	18.IV
Лісостеп	західний	10/	5.0/	3 IV	17 III	22 III	27 III	3 IV	10 IV	15. IV	17.0/
	центральний	1.0/	4 IV	2.IV	15.111	20 III	26.111	2.IV	9.0/	15.IV	15 0/
	східний	1 IV	5 IV	3 IV	17.111	22 III	27.111	3.0/	10.IV	15.IV	17 0/
Степ	північний	28 III	1 IV	ЗО III	12 III	17.ІІІ	23.111	30.111	6.IV	11.0/	13 0/
	південний	22 III	31.111	26 III	7111	12.111	19.111	26 III	з.о/	8.IV	9 0/
Крим		18.111	22 III	24. III	4.III	10.111	17.111	24 III	1.0/	6.0/	8 IV
Закарпаття				17.111	19 II	1.111	9. III	17.111	25.111	31 III	7.IV
Дата закінчення вегетаційного періоду											
Полісся	західне	ЗО X	1.ХІ	31.Х	13.Х	18.X	24 X	31.Х	7.XI	14X1	19.XI
	центральне	27 X	ЗО.Х	29.Х	11.Х	16.Х	22.Х	29 X	4.XI	12.XI	17.XI
	східне	20.Х	26.X	22.Х	5.Х	10 X	15.Х	22 X	27.X	4 XI	8.XI
Лісостеп	західний	29 X	З.ХІ	ЗОХ	12.Х	17.Х	23.Х	ЗО.Х	5.Х1	13.XI	18.XI
	центі зальний	28.X	1 XI	ЗОХ	12Х	17.Х	23.Х	ЗО.Х	5.XI	13.ХІ	18X1
	східний	19.X	25.Х	20 X	4Х	8.Х	із.х	20 X	25. XI	2.XI	5.ХІ
Степ	північний	31.Х	Ю.ХІ	5 XI	17.X	21 X	28 X	5X1	12 XI	19. XI	24 XI
	південний	1.ХІ	20 XI	Ю.ХІ	20.Х	25.Х	1.ХІ	Ю.ХІ	17 XI	25.ХІ	1.ХІІ
Крим		15.ХІ	25X1	20 XI	28 X	31 X	Ю.ХІ	20X1	30X1	6 XII	14X11
Закарпаття				13X1	23.X	26. X	4 XI	13.XI	21 XI	29X1	5. XII
Тривалість вегетаційного періоду, дні											
Полісся	західне	204	213	209	227	225	218	209	199	191	189
	центральне	204	209	206	223	222	215	206	196	188	188
	східне	198	202	200	227	215	209	200	191	182	177
Лісостеп	західний	207	216	210	228	226	219	210	200	191	189
	центральний	207	213	210	228	226	219	210	200	191	189
	східний	198	217	206	223	220	215	206	196	192	188
Степ	північний	212	230	220	239	237	230	220	210	200	198
	південний	216	243	230	251	248	240	230	219	209	202
Крим		230	265	240	268	259	251	240	228	218	215
Закарпаття				241	270	260	252	241	229	2І9	217
Протягом двох тижнів вегетаційний
період охоплює всю Україну У цей час
проводиться великий обсяг сільськогоспо-
дарських робіт по догляду за рослинами,
збиранню урожаю, підготовці ланів до нас-
тупної вегетації. Закінчення періоду актив-
ної вегетації відбувається з 29 вересня у
східному Лісостепу до 21 жовтня у Криму
і триває довше (більше місяця) ніж його
початок. Це пов'язано із впливом прогрітої
підстильної поверхні, що накопичила теп-
ло клітку і поступово випромінює його в
атмосферу. Розподіл дат припинення ак-
тивної вегетації має такі ж загальні риси,
що і початок.
Середня тривалість періоду активної ве-
гетації коливається від 157 у північній час-
тині до 204 днів у Криму, тобто майже 5 -
7 місяців (табл. 4.28). Загальні риси роз-
поділу тривалості активної вегетації
відзначаються складністю, шо зумовлена
впливом рельєфу.
Дати початку і закінчення періоду актив-
ної вегетації та його тривалість є важливи-
ми характеристиками агрокліматичних ре-
сурсів щодо визначення часових рис діяль-
ності сільськогосподарського виробництва.
Поєднання їх з даними про сезонність та
особливості технології польової культури
надають підстави для агрокліматичного
обгрунтування систем агрометеорологічної
адаптації землеробства до погоди і клімату.
Тривалість сонячного сяйва, що зумовлює
регуляторні процеси росту і розвитку рос-
лин, якість сільськогосподарської продукції
та рівень урожайності, за період активної ве-
гетації збільшується від 1156 год у Передкар-
патті до 1777 год у Криму.
Сума активної температури забезпечує інтен-
сивність росту і розвитку рослин, можливості дости-
гання та рівень урожайності. Розподіл їх має склад-
ний характер: широтний розподіл тепла порушується
наявністю височин та низовин (рис. 4.4).
У Передкарпатті сума активної температури стано-
вить 2400!'С, на Причорноморській низовині (Одесь-
ка область) та узбережжі Азовського моря - 32О(УС.
Мінімум активної температури (менше 240(ГС) за
період відмічається у західному Лісостепу, максимум
(перевищує 34ОО"С) - у Криму (табл. 4.29).
Кількість опалів за період активної вегетації змен-
шується від 423 - 434 мм на Закарпатській низовині та
Передкарпатті до 200 мм на Причорноморській низо-
вині (табл. 4.29). Поле опадів має два максимуми і два
мінімуми (рис. 4.5). Головний максимум (380 мм) зна-
ходиться у Передкарпатті. Другий максимум (кіль-
кість опадів 280 - 300 мм), місцевий, зумовлений
впливом південної частини Донецької височини.
Мінімум опадів (260 мм) спостерігається на південь
від лінії Одеса - Дніпропетровськ - Запоріжжя - Ніко-
поль - Мелітополь та на північний схід від Харкова -
Донецька - Луганська. Незначна кількість опадів не
Кількість опадів за вегетаційний період зменшуєть-
ся від 508 мм у Передкарпатті до 260 мм у південних
регіонах (табл. 4.27). У розподілі їх на території визна-
чаються два максимуми і мінімум. Перший максимум
з кількістю опадів віт 430 до 500 мм у Передкарпатті.
Другий максимум з кількістю опадів від 340 до 362 мм
- на захід від Донецької височини (між Запоріжжям і
Донецьком). Мінімум із кількістю опадів 260 - 300 мм
відмічається на Причорноморській низовині (на
південь від Нікополя) і у північній частині Криму.
Агрокліматичні ресурси та забезпеченість ними
грунтово-кліматичних зон України стосовно до пот-
реб рослин дозволяють вирішувати низку проблем
шодо розташування польових культур, спеціалізації
сільськогосподарського виробництва, агрофітотехно-
логій, його ефективності.
Період активної вегетації. Не частина року (період
між датами переходу температури повітря через КУС
навесні та восени), коли відбувається найінтсн-
сивніший ріст і розвиток рослин, найбільші їх водос-
поживання і транспірація, дозрівання урожаю. Най-
раніше (II - 12 квітня) він починається на Закар-
патській низовині та в Криму (табл. 4.28).
284
задовольняє потреби рослин, тому у цих районах най-
частіше починається атмосферна і грунтова посухи.
Агрогідро.іогічні ресурси. Цс ресурси, які зосеред-
жені у підстильній поверхні у вигляді запасів
вологи грунту і відзначаються інерційністю
протягом досить тривалого періоду. За їх
участю формуються такі складові водного
балансу як випаровування, стік, вони впли-
вають на формування місцевого клімату і
мезоклімату. Разом з агрокліматичними, аг-
рогідрологічні ресурси забезпечують ріст і
розвиток рослин, формування урожайності
сільськогосподарських культур, родючість
грунту та еволюцію її протягом геологічних
та історичних періодів та епох. Агрогідро-
логічні ресурси поділяють на загальні і
спеціалізовані.
Агрогідрологічні ресурси окремих типів і
різновидів грунтів розрізняються за наяв-
ністю, потенціалом, ступенем забезпечення
стосовно певної культури.
Закономірності динаміки вологості грун-
ту, їх відмінності в окремих пунктах природ-
них зон на різних агрофонах та співстаален-
ня з потребою певних культур формують ре-
жим агрогідрологічних ресурсів (на прикладі
озимої пшениці, рис. 4.6).
У річному ході вслогозапасів під озими-
ною відмічають два мінімуми і один макси-
мум. Перший мінімум літньо-осінній (сер-
пень-всресень), перед сівбою озимини, зумовлений
істотними витратами грунтової вологи поггередником.
Другий мінімум спостерігається під час достигання
Таблиця 4.27
Агрокліматичні ресурси за вегетаційний період різної сумарної
повторюваності вище зазначених меж за природними зонами та регіонами
Природна зона, регіон		Коливан- ня		Се- редня	Сумарна повторюваність, %						
		від	до		5	10 | 25		50	75	90 ї 95 |	
Сума ефективної температури, "С											
Полісся	західне	1789	1852	1850|2200		2063І2004		1851	1808	1659	1480
	центральне	1800	1820	1810	2180	2101	1948	1809	1792	1631	1420
	східне	1855	1894	1820	2190	2020	1982	1828	1819	1695	1430
Лісостеп	західний	1716	1926	1860	2210	2128	1994	1897	1761	1666	1490
	центральний	1734	2119	2060	2400	2320	2143	2065	2014	1855	1670
	СХІДНИЙ	1894	2304	2130	2470	2348	2251	2102	2037	1857	1730
Степ	північний	2115	2590	2250	2610	2480	2367	2225	2114	1980	1850
	південний	2210	2569	2400	2770	2680	2467	2360	2251	2165	1990
Крим		2482	2852	2600	2970	2870	2731	2580	2464	2850	2180
Закарпаття		2321		2320	2680	2580	2460	2320	2160	2010	1900
Кількість опадів, мм											
Полісся	західне	393	431	420	655	550	485	420	330	280	230
	центральне	400	426	425	660	555	490	425	335	285	235
	східне	374	383	380	600	505	440	380	295	255	200
Лісостеп	західний	423	508	460	710	600	530	460	365	310	255
	центральний	362	430	450	695	595	520	450	360	305	250
	СХІДНИЙ	315	375	350	560	475	405	350	270	230	180
Стел	північний	312	371	330	535	455	390	330	255	220	170
	південний	230	362	310	500	430	370	310	240	205	150
Крим		307	382	320	520	440	375	320	250	210	160
Закарпаття		520	520	520	790	680	600	500	415	360	300
4. ВИКОРИСТАННЯ КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ ДЛЯ ВИРІШЕННЯ ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
285
24	28	32	36
24	28	32	36
Рис. 4.4. Сума активної температури повітря (°С) за період активної вегетації (з температурою повітря 10°С та вище).
286
„	-	-	. _______травня водоспоживання рослин вирівню-
Дати початку, закінчення та тривалість періоду (дні) активної вегетації (за пе- 1	..	.
реходом температури повітря через Ю:С навесні і восени) різної сумарної ється із запасами продуктивної вологи і на-
повторюеаності вище зазначених меж за природними зонами та регіонами д^дї відзначається їх надлишок Своєрідна
Природна зона, регіон		Коливан- ня		Се- редня	Сумарна повторюваність,%						
		від	ДО		5	10І	25 1	50	75 І	90	95
Дата сталого початку періоду активної вегетації											
Полісся	західне	18 IV	27. IV	23. IV	8 IV	12. IV	16 IV	23.IV	28. IV	2.У	6.У
	центральне	21 IV	6 IV	25.ГУ	1.ІУ	15 IV	20 IV	25 IV	17 V	5.У	9.У
	східне	21.IV	25 IV	24 IV	10.IV	14.IV	19 IV	24 IV	ЗО.IV	З.У	8-У
Лісостеп	західний	21 IV	28 IV	26.IV	12.IV	16.IV	21.IV	26 IV	18 V	6.У	10 V
	центральний	21 IV	26. IV	23.IV	8. IV	12. IV	16.IV	23. IV	28.IV	2.У	6 V
	СХІДНИЙ	20 IV	24. IV	22 IV	7. IV	12.IV	7.ІУ	22. IV	28 IV	1-У	5.У
Степ	північний	15.IV	21.IV	17 IV	З.ІУ	8.IV	12.IV	17.IV	22 IV	25 IV	29 IV
	південний	13 IV	20. IV	15.ІУ	2.IV	6.IV	10.IV	15.IV	20 IV	23.IV	27 1У
Крим		12 IV	17.IV	15 IV	2 IV	6.IV	10 IV	15.IV	20. IV	23 IV	27. IV
Закарпаття				11.IV	28.111	2.IV	4.IV	11.IV	15.IV	18 IV	22. IV
Дата сталого закінчення періоду активної вегетації											
Полісся	західне	ЇХ	4.Х	3-Х	18.IX	20 IX	25 IX	З.Х	10.Х	16.Х	19 X
	центральне	ЗО IX	З.Х	1.Х	16 IX	18 IX	23. ЇХ	ЇХ	8.Х	14.X	17.Х
	східне	29 IX	ЗО IX	29. IX	15 IX	17.IX	21.IX	29 IX	6.Х	12.Х	14 X
Лісостеп	західний	1.Х	7.Х	2-Х	17.IX	19 IX	24 IX	2.Х	9.Х	15.Х	17.Х
	центральний	1.Х	6.Х	3-Х	18 IX	20. IX	25 IX	З.Х	10.Х	16Х	18 X
	східний	29 IX	5.Х	3-Х	18 IX	20. IX	25. IX	З.Х	10Х	16Х	18 X
Степ	північний	6Х	15.Х	8.Х	22.ІХ	24.IX	ЗО. IX	8.Х	15.Х	22.Х	24 X
	південний	6-Х	20.Х	10 X	24.IX	26. IX	2.Х	10.Х	17.Х	24 X	26.X
Крим		18.X	21 X	20.Х	З.Х	8.Х	13-Х	20.Х	26.X	2.XI	6.ХІ
Закарпаття				17.X	1 X	5-Х	12.Х	17.Х	23.Х	28.X	3 XI
Тривалість періоду активної вегетації, дні											
Полісся	західне	159	168	160	187	180	171	160	149	141	138
	центральне	157	160	158	185	178	169	158	147	139	130
	східне	157	160	158	185	178	169	158	147	139	130
Лісостеп	західний	156	169	160	187	180	171	160	149	141	138
	центральний	158	170	164	190	184	175	164	158	145	136
	східний	158	169	166	191	186	176	166	155	147	137
Степ	ПІВНІЧНИЙ	168	184	176	200	196	186	176	166	156	152
	південний	170	191	180	204	200	190	180	170	160	156
Крим		180	204	188	218	208	198	188	178	168	158
Закарпаття				189	217	209	199	189	180	169	160
озимих культур у червні-липні і пов'язаний з потуж-
ною транспірацією рослин у період максимального
водоспоживання та недостатньою кількістю опадів у
цей період. Максимум вологозапасів настає навесні
на початку вегетації. Кількість вологи у грунті на па-
рових полях істотно (на 40 - 60мм) перевищує її зна-
чення на непарових попередниках восени. Навесні
вони досить близькі.
Порівняння середніх запасів продуктивної вологи з
потребою рослин показало, що восени у західному
Поліссі (Сарни) має місце незначний дефіцит вологи.
У центральному Лісостепу під час сівби вологи у мет-
ровому шарі грунту більше від потреби на 40 - 50 мм.
Перед припиненням вегетації цей надлишок зникає. У
Степу (Асканія-Нова) перед сівбою по непарових по-
передниках нестача вологи в 15 - 20 мм у метровому
шарі грунту збільшується до 50 мм перед припиненням
вегетації. Перед сівбою на парових полях істотне пере-
важання вологозапасів над потребою рослин поступо-
во зникає. Перед припиненням вегетації фактичні за-
паси продуктивної вологи співпадають з потребою
рослин. Навесні у західному Поліссі (Сарни) вологоза-
паси менші від потреби на 40 - 50 мм. Наприкінці
динаміка цих показників зумовлена особ-
ливостями грунтових відмінностей, випа-
дання опадів і транспірації відповідно до
динаміки енергетичних факторів. У цент-
ральному Лісостепу (Вінниця) на початку'
весни вологозапаси у грунті і потреба рос-
лин майже співпадають. Наприкінці травня
та у червні вологість грунту в метровому
шарі перевищує потребу на 40 - 50 мм. У
Степу' (Асканія-Нова) у період вегетації
озимини протягом весняно-літнього сезонів
вологість метрового шару грунту на 10 - 20
мм менша потреби рослин як на непарових
попередниках, так і на чорному парі.
Зіставлення подібних графіків надає під-
ставу для визначення найважливіших пері-
одів водоспоживання, нестачі, задоволення
потреб рослин або перезволоження під час
вегетації різних польових культур а також
агрогідрологічних ресурсів у природних зо-
нах та регіонах (рис. 4.6).
Аналіз розподілу запасів продуктивної во-
логи у грунті під озимою пшеницею по не-
паровим попередникам у природних зонах
свідчить про найменше вологозабезпечення
грунту перед наступною вегетацією. Рівень
1 - непарові попередники. 2 - вологооотреба (мм) озимої
пшениці за вегетаційний цикл, 3 - чистий пар.
Рис. 4.6. Динаміка запасів продуктивної вологи (мм) у
метровому шарі • у.
4. ВИКОРИСТАННЯ КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ ДЛЯ ВИРІШЕННЯ ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
287
Таблиця 4 29
Агрокліматичні ресурси за період активної вегетації різної сумарної
повторюваності вище зазначених меж за природними зонами та регіонами
Природна зона, регіон	Коливан- ня	Серед- ня	Сумарна повторюваність,%
	від 1 до		5 | 10 | 25 | 50 | 75 | 90 95
Сума активної температури, *С
Полісся	західне	2400	2530	2460	2960	2810	2630	2450	2340	2150	2060
	центральне	2476	2536	2500	ЗОЮ	2870	2660	2530	2410	2220	2180
	східне	2527	2600	2560	3120	2970	2720	2560	2460	2280	2180
Лісостеп	західний	2373	2701	2500	3000	2870	2658	2530	2401	2230	2100
	центральний	2430	2862	2600	2960	2860	2779	2600	2490	2320	2190
	східний	2545	3029	2800	3370	3220	2973	2800	2686	2500	2280
Степ	північний	2424	3189	3160	3720	3620	3400	3160	2980	2801	2560
	південний	3188	3416	3260	3780	3700	3480	3250	3120	2940	2630
Крим		3330	3719	3320	3800	3715	3640	3315	3197	3020	2700
Закарпаття				3160	3650	3440	3309	3160	2876	2680	2530
Кількість опадів, мм											
Полісся	західне	369	420	370	595	500	435	370	290	250	200
	центральне	358	362	360	570	480	420	360	280	240	185
	східне	314	321	320	515	435	375	320	250	205	160
Лісостеп	західний	333	420	400	620	530	465	400	310	265	215
	центральний	307	366	350	560	475	405	350	270	230	180
	східний	281	314	300	495	415	350	300	230	195	145
Степ	північний	253	305	280	460	385	325	280	210	175	130
	південний	200	300	240	405	340	280	240	180	150	100
Крим		238	270	240	405	340	2801	240	180	150	100
Закарпаття		423		420	655	550	485	420	330	280	230
його має вирішальне значення для формування май-
бутнього урожаю.
Розподіл запасів продуктивної вологи під ярими
культурами у період їх найбільшого водоспоживання
надає підстави для оцінки вологозабезпечення поль-
ових культур та обгрунтування термінів проведення і
типів операцій агрофітотехнологій (табл. 4.31).
На всій території особливості агрогідрологічних
ресурсів визначаються за середніми запасами про-
дуктивної вологи у шарах грунту 0 - 20 і 0 - 100 см
на зябу та піл озиминою у період активної вегетації.
За середніми значеннями вологозапасів узагальне-
но особливості їх динаміки у цілому на території. Во-
ни підтверджують закономірності динаміки в окре-
мих пунктах. Мінливість вологозапасів зменшується
із збільшенням їх значень в усі сезони і на різних аг-
рофонах. Чим менші значення вологозапасів, тим
Таблиця 4.30
Запас продуктивної вологи (мм) у метровому шарі • у різної сумар-
ної повторюваності рівний та вищий зазначених меж під озимою пше-
ницею по непарових попередниках на початок сівби (третя декада
серпня) за природними зонами та регіонами
Природна зона, регіон		Опти- маль- ний	Коли- вання		Сере- дній	Сумарна повторюваність, %						
			від	до		5	10	25	50	75	90	95
Полісся	західне	100	84	105	130	200	180	150	130	80	60	45
	центральне	100	97	127	120	190	170	145	120	80	60	45
	східне	100	109	153	110	180	165	140	110	75	50	40
Лісостеп	західний	100	105	230	160	220	210	180	160	120	90	75
	центральний	100	82	127	105	180	160	130	105	75	50	35
	східний	100	56	113	80	150	130	105	80	45	25	15
Степ	ПІВНІЧНИЙ	80	46	103	70	155	130	90	70	40	ЗО	20
	південний	55	31	89	55	125	105	70	55	35	20	10
Крим		55	38	80	55	125	105	70	55	35	20	1 її
Закарпаття		100	85	141	120	190	180	150	120	80	60	45
більший коефіцієнт варіації. Такі дані ма-
ють значення в обгрунтуванні систем об-
робітку грунту і догляду за рослинами
(табл. 4.31).
Просторовий розподіл запасів продук-
тивної вологи під озимою пшеницею по
непарових попередниках перед припинен-
ням вегетації наведено на рис. 4.7.
Аналіз і узагальнення запасів продуктив-
ної вологи у певних пунктах висвітлюють
закономірності їх рівня, мінливості, дина-
міки в окремих місцевостях з відповідними
агрогідрологічними властивостями грунтів
(рис. 4.6). Узагальнення запасів вологи у
природних зонах визначає просторові зако-
номірності розподілу середніх значень та
повторюваність певних рівнів протягом
розглянутого періоду у важливі відтинки
вегетаційного циклу (табл. 4.30, 4.31).
Обсяг агрогідрологічних ресурсів надає
підстави для вирішення питань розподілу
культур, міжгалузевої і галузевої спеціалі-
зації, класифікації систем землеробства,
обгрунтування особливостей агрофітотех-
нологій, щорічного догляду за рослинами,
визначення рівнів урожайності тощо.
Вікові зміни. Співставлсння даних за 1891
- 1965 рр. і 1961 - 1990 рр. виявляють особливості
вікових змін аїрокліматологічних і агрогідрологічних
ресурсів протягом минулого століття.
Холодний і теплий періоди у сукупності визнача-
ють особливості кліматичних умов протягом року. В
усіх природних зонах холодний період наприкінці
століття починався на 2 - 14 днів пізніше ніж на по-
чатку і в його середині і закінчувався на 1 - 13 днів
раніше, шо надає підстави стверджувати про змен-
шення тривалості холодного періоду. Наприкінці
століття холодний період став коротшим на 1 - 28
днів у різних місцевостях.
Теплий період наприкінці століття наставав на 1 -
13 днів раніше ніж на його початку і у середині і
закінчувався на 2 - 14 днів пізніше, тобто збільши-
лась тривалість теплого періоду: на 4 - 10 днів - на
Поліссі та у Лісостепу, за винятком Придніпровської
низовини, та на 17-28 днів у Степу. Криму і на
Придніпровській низовині.
Вікові зміни деяких агрокліматичних ресурсів
у холодний і теплий періоди наведено у табл.
4.32. Тривалість сонячного сяйва у холодний
період зменшилась, за винятком смуги, шо
простягається від Ужгорода на Вінницю і Полта-
ву, де збільшився період сонячного опромінення
взимку. У цілому надходження тепла взимку
збільшилось на 17 - 174“С, за винятком Львова і
Ужгорода, що свідчить про те, що зимовий се-
зон став теплішим. Взимку збільшилась кількість
опадів на 5 - 43 мм на всій території, за винят-
ком Львова, Одеси і Сімферополя.
Отже, зимовий сезон став коротшим, менше
освітленим, теплішим і вологішим, за винятком
окремих районів.
288
Таблиця 4 31
Запас продуктивної вологи (мм) у метровому шарі  у різної
сумарної повторюваності рівний та вищий зазначених меж під ярими
культурами у період найбільшого водоспоживання
(третя декада червня) за природними зонами та регіонами
Природна зона, регіон		Опти- мальні	Коли- вання		Серед- ня	Сумарна повторюваність, %						
			від	до		•	10 25		50	75	90	95
Ранні ярі зернові культури												
Полісся	західне	100	90	116	100	190	160	135	100	65	40	25
	центральне	100	125	148	130	220	195	165	130	95	55	40
	східне	100	93	137	110	195	165	145	110	70	45	ЗО
Лісостеп	західний	100	100	212	150	235	220	185	150	115	80	60
	центральний	100	55	125	90	170	145	120	90	60	45	30
	східний	100	67	104	85	165	140	115	85	55	40	25
Степ	північний	55	45	80	60	135	105	80	60	40	25	17
	південний	40	32	87	55	130	100	75	55	35	20	12
Крим		40	39	64	50	125	95	70	50	ЗО	15	8
К				укурудза								
Полісся	західне	150	137	141	140	200	180	155	140	125	100	75
	центральне	150	122	135	130	160	150	130	110	100	90	60
	східне	150	120	131	125	185	170	150	125	100	75	55
Лісостеп	західний	150	142	197	170	235	215	200	170	150	130	110
	центральний	150	116	162	140	200	180	155	140	125	100	75
	СХІДНИЙ	150	105	162	125	185	170	150	125	100	75	55
Степ	північний	120	91	140	115	170	155	135	115	95	75	55
	південний	90	83	122	100	155	145	125	100	75	55	45
Крим		90	82	136	100	155	145	125	100	75	55	45
Закарпаття		150	98	182	150	210	185	165	150	130	100	75
Цукрові буряки												
Полісся	західне	160	130	176	155	200	188	168	150	135	120	102
	центральне	160	135	155	145	195	182	160	145	132	115	100
	східне	160	123	135	130	170	165	145	135	120	100	75
Лісостеп	західний	160	145	209	175	220	215	185	175	160	130	115
	центральний	160	112	160	135	180	165	145	135	120	115	105
	східний	160	91	140	115	165	150	135	115	95	85	75
Степ	північний	160	96	121	105	155	140	125	105	85	75	65
	південний	160	89	131	100	150	135	120	100	80	70	60
Таблиця 4.32
Вікові зміни сум температури (“С). Холодний (листопад-
березень) і теплий (квітень-жовтень) періоди
Станція	1891- 1965	1961- 1990	Різни- ця	1891- 1965	1961- 1990	РІЗНИ- ЦЯ
	холодний період			теплий період		
Львів	-316	-404	-88	2835	2941	106
Полтава	-546	-372	174	3195	3221	26
Харків	595	-570	25	3165	3020	-145
Вінниця	-410	-393	17	2945	3028	83
Ужгород	-156	-205	-49	3670	3667	-3
Одеса	-138	•48	90	3600	3902	302
Сімферополь	-ЗО	-2	28	3795	3887	92
Вегетаційний період у грунтово-кліматичних зонах
наприкінці XX ст. починався на 3 - 5 днів раніше і
закінчувався на 2 - 7 днів пізніше, крім Передкарпат-
тя та Закарпатської низовини, де його закінчення
співпадало або відбувалось трохи раніше ніж у
першій половині століття (табл. 4.33).
Зміни початку і закінчення вегетаційного періоду
зумовили збільшення його тривалості на 4 - 9 днів
повсюдно, за винятком Закарпатської низовини.
Період активної вегетації наприкінці столізтя та-
кож починався на 1 - 6 днів раніше (за винятком
Тернополя) та закінчувався у той же час або на 1 - З
днів пізніше у більшості природних зон порівняно з
першою половиною ХХст. У Передкарпатті і
Криму закінчення періоду активної вегетації
відбувалось на І - 3 дні раніше. Такі зміни почат-
ку і закінчення вегетаційного періоду зумовило
збільшення його тривалості на 3 - 9 днів, за ви-
нятком Передкарпаття, де він істотно зменшився.
Визначений перебіг процесів початку і
закінчення вегетаційного періоду та періоду ак-
тивної вегетації зумовив більш раннє відновлення
і більш пізнє припинення вегетації природної
рослинності, озимих культур, садів і ягідників,
луків і пасовищ та початку сільськогосподарських
робіт. Збільшення тривалості обох періодів поси-
лювало природний потенціал території. За належ-
ного використання агрокліматичних ресурсів це
могло б збільшити вихід сільськогосподарської
продукції з одиниці площі та загалом.
Вікові зміни агрокліматичних ресурсів мають не-
однозначний характер розподілу на території (табл.
4.34). Так, тривалість сонячного сяйва за веге-
таційний період зменшилась на 17-97 год на За-
карпатській низовині (Ужгород), південній частині
Передкарпаття (Чернівці), південному Степу та в
Криму. У цих місцевостях мав місце недобір тепла
на 60 - 200“С сум ефективної температури, або нез-
начне їх перебільшення на 6 - 30°С наприкінці
століття порівняно з його початком. Співставлення
тривалості сонячного сяйва і сум ефективної тем-
ператури у східному Лісостепу (Полтава), на узбе-
режжі Чорного моря (Одеса), у Передкарпатті
(Львів) не виявило відповідних змін.
Кількість опадів за вегетаційний період нап-
рикінці століття збільшилась у центральному і
східному Лісостепу, на Причорноморській низо-
вині та в Криму. Зменшення їх відмічалось на За-
карапатській низовині та в Передкарпатті.
У період активної вегетації тривалість сонячного
Таблиця 4.33
Вікові зміни початку, закінчення та тривалості (дні) періодів
вегетаційного і активної вегетації
Станція	Дата початку періоду за			Дата закінчення періоду за			Тривалість періоду, дні за		
	1891 1965	1961 1990	різ- ни- ця	1891 1965	1961 1990	різ- ниця	1891 1965	1961 1990	різ- ни- ця
Вегетаційний період									
Суми	10. IV	5 IV	-5	22.Х	24 X	2	194	202	8
Сарни	7.ІУ	ЗІУ	-4	28.Х	31.Х	3	203	211	8
Київ	6 IV	1 IV	-5	28.X	31.Х	3	204	213	9
Тернопіль	8 IV	5 IV	-3	29.X	29.Х	0	203	207	4
Луганськ	З.ІУ	29. III	-5	22.Х	1.ХІ	3	208	217	9
Вінниця	8.IV	4 IV	-4	27.Х	29 X	2	201	208	7
Ужгород	18.111	17.111	-1	15.ХІ	13 XI	-2	241	241	0
Клепиніне	28.111	24 III	-4	15.ХІ	22.XI	7	231	236	5
Період активної вегетації									
Суми	27. IV	24 IV	-3	28 IX	29 IX	1	153	158	5
Сарни	26 IV	25.ІУ	-1	1.Х	З.Х	2	157	161	4
Київ	24 IV	21.IV	3	3-Х	6.Х	3	161	168	7
Тернопіль	27. IV	28 IV	1	2.Х	1.Х		157	156	-1
Луганськ	21 IV	15 IV	-6	7.Х	7.Х	0	168	175	7
Вінниця	27 IV	25 IV	-2	З.Х	З.Х	0	158	161	3
Ужгород	16 IV	11 IV	-5	14.Х	14 X	3	180	189	9
Клепиніне	21 IV	15 IV	-6	21.Х	21.Х	-3	182	186	4
4. ВИКОРИСТАННЯ КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ ДЛЯ ВИРІШЕННЯ ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
289
сяйва істотно збільшилась у північній частині Перед-
карпаття (Львів) та в східному Лісостепу (Полтава).
Разом з тим на решті території вона зменшилась на
40 - 130 год наприкінці століття порівняно з його
першою половиною.
Кількість тепла за сумою активної температури
майже скрізь збільшилась на ЗО - 60043, за винятком
південної частини Передкарпаття (Чернівці) та
південного Степу (Асканія-Нова), де відбулось її
зменшення на 40 - ЮО'С.
Кількість опадів за період активної вегетації збіль-
шилась на 16-41 мм у Лісостепу і Степу. У Перед-
карпатті (Чернівці), у східному Лісостепу (Харків),
Таблиця 4.34
Вікові зміни сум температури (С) за вегетаційний період і
активної вегетації
Станція	1891- 1965	1961- 1990	Різни- ця	1891- 1965	1961- 1990	РІЗНИ- ЦЯ
	Вегетаційний період			Період активної вегетації		
Львів	1810	1744	-66	2310	2404	94
Полтава	2190	2114	-76	2810	2841	31
Харків	2075	2304	229	2775	3029	254
Вінниця	1820	1858	38	2505	2545	40
Ужгород	2315	2321	6	3065	3136	71
Чернівці	2130	1928	-202	2740	2701	-39
Одеса	2135	2409	274	2660	3259	599
Асканія-Нова	2550	2450	-100	3340	3236	-104
Сімферополь	2450	2482	32	3245	3287	42
окремих районах південного Степу (Асканія-Нова) і
Криму (Сімферополь) кількість опадів зменшилась
на 2 - 35 мм.
Вікові зміни агрокліматичних ресурсів мають склад-
ний і неоднорідний характер за всіма показниками.
Наприкінці XX ст. холодний період закінчувався
раніше, а теплий, вегетаційний і період активної ве-
гетації відповідно починалися раніше ніж у першій
його половині. Початок холодного та закінчення
теплого, вегетаційного і періоду активної вегетації
відбувалися пізніше наприкінці століття, ніж у його
першій половині, за деякими винятками.
Зміни тривалості сонячного сяйва, кількості тепла
і кількості опадів мали різноманітний характер в усіх
зонах. За рік тривалість сонячного сяйва на півночі
та в центральній частині збільшилась, а на півдні
зменшилась. Такий перерозподіл сонячної енергії
слід вважати позитивним щодо біоти, бо він зумов-
лював інтснсивнішу вегетацію рослинності у перез-
воложених і прохолодних частинах території та дещо
зменшував інтенсивність фотосинтезу і транспірації
у посушливій частині.
За рік кількість тепла повсюдно збільшилась. Незна-
чне збільшення спостерігалось на Закарпатській ни-
зовині (до 20"С) та Передкарпатті і в Криму (на 40 -
1000. Істотне збільшення (на 400 - 80043), що відмі-
чено на крайньому сході та узбережжі Чорного моря,
зумовило збільшення тривалості періоду вегетації та
посилення інтенсивності біохімічних процесів і
збільшення повторюваності несприятливих явиш.
290
Озима пшениця. Осіння вегетація (липень- листопад)
| - запаси за окремі роки. —— - середні запаси за 1961 - 1990 рр.,_- - лінійний тренд.
Рис. 4.8. Щорічні коливання запасу продуктивної вологи (мм) у метровому шарі • у під зерновими культурами
за різні періоди вегетації.
Режим зміни енергетичних складових клімату і ат-
мосферного зволоження наприкінці XX ст. зумовлю-
вали наближення агрокліматичних ресурсів до спри-
ятливіших умов для вегетації сільськогосподарских
культур. Такі зміни клімату сприяли посиленню
інтенсифікації сільськогосподарського виробництва і
підвищенню його продуктивності.
Агрогідрологічні ресурси відображають складні ме-
ханізми теплообміну і вологообміну між атмосферою
і підстильною поверхнею і підпорядковані віковим
змінам, які визначаються динамікою запасів продук-
тивної вологи.
Щорічні коливання запасів продуктивної вологи у
метровому шарі грунту під озимою пшеницею восе-
ни та у весняно-літню вегетацію і під ярим ячменем
навесні у різних природних зонах мають три типи
динаміки вологозапасів у грунті (рис. 4.8). Насампе-
ред. цс щорічні сезонні їх коливання, зумовлені се-
зонним розподілом опадів, їх співвідношеннями з
випаровуванням, стоком, інтенсивністю водоспожи-
вання польовою культурою, особливостями агро-
техніки та іншими чинниками.
Другий тип міжрічних коливань відзначається
багаторічними сумісними спадами і підйомами за-
пасів продуктивної вологи, які мають досить схожий
характер у різні сезони і між різними культурами.
Вони відтворюють певним чином багаторічні цикли
коливань циркуляції атмосфери.
Третій тип міжрічних коливань визначається за-
гальною тенденцією запасів продуктивної вологи.
Вперше наявність міжрічної динаміки вологозапасів,
як вікову тенденцію, дослідили автори роботи (41).
Ними було визначено, шо за 30-річний період про-
тягом 1950 - 1979 рр. за даними 12 - 15 метеоро-
логічних станцій під озиминою восени щорічне
збільшення запасів продуктивної вологи дорівнюва-
ло 0,4 - 5,8 мм за рік у метровому шарі Грунту. У вес-
няно-літній сезони воно було меншим і змінювалось
у межах 0 - 4,6 мм за рік. Під яриною таке збільшен-
ня становило 0 - 2,6 мм за рік на переважній біль-
шості пунктів спостережень. Отже, за матеріалами
статистичного опрацювання числових експеримен-
тальних даних спостережень на значній території у
природних зонах під різними культурами і у різні
періоди було встановлено факт поступового вікового
збільшення запасів продуктивної вологи у грунті.
Єдине джерело їх збільшення — атмосферні опади.
Незважаючи на щорічну мінливість вологозапасів,
помітна тенденція до їх збільшення. Статистичні ха-
рактеристики діаграм із визначеними десятирічними
4 ВИКОРИСТАННЯ КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ ДЛЯ ВИРІШЕННЯ ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
291
інтервалами наведено у табл. 4.35. За середніми да-
ними в окремі десятиріччя і статистично визначеним
трендом чітко простежується поступове збільшення
грунтового зволоження території у природних зонах
у різні періоди і під різними культурами.
Таблиця 4.35
Динаміка запасів продуктивної вологи (мм) у метровому шарі
• у під зерновими культурами за різні періоди вегетації
Станція	Середні запаси продуктивної вологи, мм				Тренд за 45 років, мм/рік
	за ЗО років	за 10-ргчні періоди			
	1961- 1990	1961- 1970	1971- 1980	1981- 1990	
Озима пшениця (серпень - листопад)					
Лубни	98	58	120	100	4.5
Синельникове	103	59	92	112	2.8
Херсон	82	62	80	64	1.4
Озима пшениця (березень - червень					)
Лубни	112	90	132	116	4,6
Синельникове	98	90	92	102	1.3
Херсон	92	94	98	80	0.6
Ярий ячмінь (квітень - червень)					
Лубни	120	124	132	102	1.1
Синельникове	130	124	138	128	0.4
Херсон	90	82	98	84	1.1
Отже, підтверджується наявність вікової динаміки
вологозапасів як загальної закономірності, зумовле-
ної особливостями змін клімату. У різних місцевос-
тях вона має різноманітну спрямованість. Проте
домінантною в останні 45 років є позитивна тен-
денція, за якою вологозапаси у метровому шарі грун-
ту в середньому збільшуються на 0,5 - 4.5 мм за рік.
Висновки. Агрокліматичні і агрогідрологічні ресур-
си відображають закономірності і властивості кліма-
ту, шо зумовлюють особливості сільськогосподарсь-
кого виробництва. Провідними серед них є невизна-
ченість наслідків діяльності на її початку, сезонність,
зональність, багатофакторність, багаторівнсвість та
ін. Всі вони визначаються певними ознаками, показ-
никами та закономірностями впливу агрокліматич-
них і агрогідрологічних ресурсів на терміни початку,
закінчення і тривалості процесів росту, розвитку,
формування продуктивності і урожайності сільсько-
господарських культур. Пі ж властивості зумовлюють
зміст, структуру, взаємозв'язки і вплив на уро-
жайність всіх систем технологій впрошування в усіх
грунтово-кліматичних зонах.
Сукупність агрокліматичних ресурсів узагаль-
нюється у вигляді часових ознак холодного, теплого,
вегетаційного періодів та періоду активної вегетації,
тривалості сонячного сяйва, сум температур і кіль-
кості опалів. Агрогідрологічні ресурси висвітлюються
даними запасів продуктивної вологи у метровому
шарі грунту та закономірностями їх сезонної динамі-
ки під різними культурами і на різних агрофонах по-
рівняно з вологопотребою. Дані про аїроклімагичні і
агрогідрологічні ресурси мають вмішуватись у струк-
туру будь-якої системи впрошування та виробництва
сільськогосподарської продукції як інформаційний
засіб регулювання технологічних процесів та на заса-
дах агрометеорологічних стратегій адаптації їх до ко-
ливань погоди і змін клімату, які підпорядковані
віковим змінам.
4.3.	АГРОКЛІМАТИЧНЕ ТА
АГРОГІДРОЛОГІЧНЕ РАЙОНУВАННЯ
Агрокліматичне районування є науково обгрунто-
ваним засобом поділу території на таксономічні оди-
ниці (смуги, зони, області і т.ін.) за сукупністю ознак
забезпеченості потреб сільськогосподарського вироб-
ництва кліматичними ресурсами. За просторовими
обсягами агрокліматичне районування здійснюється
на рівні країни, адміністративної області, адміністра-
тивного району, окремих господарств тощо.
За змістом і метою агрокліматичне районування
висвітлює ступінь сприятливості клімату визначеної
місцевості сільському господарству в цілому, його ок-
ремим галузям, напрямам виробництва сільськогос-
подарської продукції, певним культурам чи тваринам
та іншим об'єктам. За цими ознаками воно поділяєть-
ся на загальне, часткове, спеціалізоване і об'єктове.
Загальне районування визначає розподіл на тери-
торії за весь вегетаційний цикл або за окремі його
частини основних кліматологічних характеристик,
які відображають ступінь їх впливу на сільськогоспо-
дарське виробництво. Районування проводиться за
допомогою кліматологічних та агрокліматичних по-
казників (суми температур, кількість опадів, ко-
ефіцієнт атмосферного зволоження, фотосинтетична
активна радіація і т.ін).
Часткове агрокліматичне районування передба-
чає більшу деталізацію, спрямовану на врахування
найважливіших рис сільськогосподарського вироб-
ництва.
Спеціалізоване агрокліматичне районування вра-
ховує особливості певних галузей, ланок систем зем-
леробства, технологій вирощування сільськогоспо-
дарських культур, меліоративних заходів. Воно може
виконуватись за загальними агрокліматичними по-
казниками, у яких виділені частини, що враховують
особливості галузей чи об'єктів. Для спеціалізовано-
го районування опрацьовують агрокліматичні показ-
ники, що відображають особливості чи реакцію об'є-
кта у певний період вегетації. Завданням спеціалізо-
ваного агрокліматичного районування є обгрунту-
вання агрокліматичних засад систем землеробства,
агрофітотехнологій і т.ін.
Об'єктове агрокліматичне районування детальне і
спеціалізоване щодо певного об'єкта; враховує особ-
ливості росту і розвитку, потреби сільськогоспо-
дарських культур залежно від агрокліматичних умов і
технологій, збитковість несприятливих явищ і т.ін.
Воно може вмішувати фенологічні ознаки, трива-
лість вегетації культури, особливості її теплозабезпе-
чення, вплив несприятливих явиш на продуктивність
та урожайність.
Сучасна агроклімагична зональність. Запропоновані
ВМО (451 стандартні кліматологічні періоди викликали
292
необхідність визначити особливості агрокл і матим но-
го подіну території України за останній період. Ви-
конане в УкрНДГМІ агрокліматичне районування
України за ГТК Г.Т.Селянінова. з урахуванням суво-
рості зими, за даними 1961 - 1990 рр., порівняно з
агрокліматичним районуванням 1891 - 1935 ррД1|,
характеризується деякими відмінностями (рис. 4.9).
За даними 1961 - 1990 рр. вилічення агрокліматич-
них зон в основному збігається з рисами попереднь-
ого районування (1891 - 1935 рр.).
Зони достатнього і надмірного зволоження (ГТК £1,3
- 2,0) охоплюють західне та центральне Полісся,
західний і значну частину центрачьного Лісостепу і
Закарпатську низовину.
Зона надмірного зволоження (ГТК = 1.6 - 2,0), яка
охоплює частину Львівської, Івано-Франківської та
Чернівецької областей, а також Тернопільську і
Хмельницьку'.
До зони недостатнього зволоження (ГТК = 1.0 - 1,3)
віднесено східне Полісся, південну і придніпровську
частини центрального Лісостепу, значну частину
східного Лісостепу та північно-західні райони Степу.
Посушлива юна (ГТК = 0,7 - 1,0) охоплює півден-
но-західну частину Степу, а на схід від 33" сх.д. -
південні райони східного Лісостепу та північний
Степ.
Дуже посушлива зона (ГТК = 0,5 - 0,7) займає уз-
бережжя морів, частково північний Степ, північно-
західну частину Криму та відокремлену частину, шо
утворилася північніше Кримських гір (рис. 4.9).
Межі агрокліматичних зон у різних їх частинах ви-
явились дешо змішеними відносно меж природних
зон. Прилеглі до них території суміжних зон стали
перехідними. Межі зон дуже посушливої, посушли-
вої і недостатнього зволоження змістились на сході
країни у північніші райони. Посилилась посуш-
ливість на крайньому сході Луганської. Харківської,
Сумської. Чернігівської областей. У південно-
західному регіоні, навпаки, межі агрокліматичних
зон змістились у напрямі на південь. Завдяки цьому
поліпшились умови атмосферного зволоження у
західних районах Одеської та Вінницької областей.
Отже, протягом останніх 30-ти років атмосферне
зволоження зменшилось у північно-східній частині,
збільшилось надмірне зволоження у Передкарпатті.
Сприятливішим воно стало у південно-західній та в
південно-східній частині Криму (без Кримських гір).
Уявлення про зміну меж агрокліматичних умов на-
ведено у табл. 4.36.
Зіставлення цих даних свідчить про те, шо за
період 1961 - 1990 рр. посилилась посушливість у
східному Поліссі і дешо менше - у центральному
Поліссі та східному Лісостепу. Деяке збільшення ат-
мосферного зволоження відзначається у центрально-
му Лісостепу та в Степу, внаслідок чого змішуються
межі агрокліматичних зон.
Агрокліматична зональність землеробства. Порів-
няння даних районування за різні періоди потребує
внесення певних виправлень у систему господарю-
вання.
4. ВИКОРИСТАННЯ КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ ДЛЯ ВИРІШЕННЯ ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
293
Таблиця 4.36
Порівняння наслідків агрокліматичного районування за 1891 • 1935
та 1961 - 1990 рр.
Природна зона, регіон		1891-1935			1961-1990		
		ГТК	ГТ.'С	ІН, мм	ГТК	ГТ.'С	ІН. мм
Полісся	західне	1,3-1.7	2400-2500	400-500	1,3-1,6	2400-2600	390-430
	центральне	1,3-2,0	2400-2500	350-400	1.3-1,6	2500-2600	400-430
	східне	1,3-1,7	-2400	350-400	1.0-1,3	2500-2600	370-390
Лісостеп	західний	1.3-2,0	2400-2600	450-600	1,3-2,0	2400-2700	420-510
	центральний	1,0-1,3	2400-2800	350-400	1.0-1.4	2400-2800	360-430
	СХІДНИЙ	1,0-1,3	2500-2900	350-400	0.9-1.3	2600-3000	310-380
Степ	північний	0,7-1,0	2900-3300	250-350	0,7-1,1	2900-3200	310-370
	південний	0,5-0,7	3300-3400	200-300	0.6-0.8	3000-3400	260-360
Крим		0,7-0,8	3000-3400	200-300	0.7-0.8	3300-3700	300-380
Закарпапя		1,3-1.8	2600-3100	450-600	1.3-1,8	3100	520
Примітка.
ГТ.'С - сума температури 11Я, мм - сума опадів за вегетаційний
період
Склад і частка земельних угідь у кожній агрокліма-
тичній зоні визначаються умовами атмосферного
зволоження (табл.4.37).
Таблиця 4.37
Розподіл земельних угідь за умовами атмосферного
зволоження
Земельні угіддя	Частка площі (%) за атмосферного зволоження (ГТК)		
	достатнє і надмірне (1,3-2,0)	недостатнє (1,0-1.3)	посушливе (0,5-1.0)
Сільськогосподарські землі, всього	12.0	24.6	32.8
у т. ч. орні землі	8.4	21.1	26.5
Ліси, чагарники	63	5.1	2.6
Болота	0.6	0.4	0.2
Розташування та обсяги площ впрошування різних
іруп сільськогосподарських культур узгоджуються із
агрокліматичними показниками (табл. 4.38).
Розміщення різних видів культур спільної біоло-
гічної групи закономірно змінюється відповідно до
агрокліматичних умов, які у кожній зоні визначають
склад, структуру і зміст ланок га всієї системи земле-
робства, аїрофітотехнологій та інших провідних скла-
дових сільськогосподарського виробництва.
УкрНДГМІ запропоновано агрокліматичну кла-
сифікацію систем землеробства у складі таких її ла-
нок як сівозміни, основний обробіток грунту, систе-
ми розподілу добрив тошо.
Таблиця 4.38
Розподіл посівних площ провідних польових культур (%) за
умовами атмосферного зволоження
Культура	Частка площі (%) за атмосферного зволоження (ГТК)		
	достатнє і надмірне (1,3-2,0)	недостатнє (1,0-1.3)	посушливе (0.5-1.0)
Зернові, всього	45	51	56
у т. ч. озима пшениця	19	22	28
ячмінь	7	9	9
кукурудза	1	6	10
Цукрові буряки	4	10	2
Соняшник	-	2	9
Картопля	12	8	5
Агрокліматичне обгрунтування сівозмін
поєднує агрономічні ознаки співвідношення
провідних культур і типи парів, агрокліма-
тичні показники кількості опадів та випаро-
вування за рік і суми температур та ГТК за
період активної вегетації (табл. 4.39). За су-
купністю цих даних найчіткіше вили сівозмін
узгоджуються із ГТК, який прийнято за ос-
нову агрокліматичної класифікації всіх ланок
землеробства. Агрокліматичними показника-
ми визначається кліматично зумовлена спря-
мованість сівозмін у кожній природній зоні.
Разом з тим середнє значення агрокліматич-
них показників є абстрактною величиною,
яка узагальнює весь наявний перебіг умов за
час осереднення. Його відтворювання відбу-
вається за визначенням розподілу цих умов у
встановлених інтервалах показників у виг-
ляді сумарної повторюваності. Значення кожного
інтервалу показника відповідає певному типу стра-
тегії адаптації об'єкта до агрометеорологічних умов.
Відповідно до сучасних змін клімату уточнено по-
ложення агрокліматичних зон та показники ГТК, шо
зумовлює деталізацію стратегії адаптації сівозмін.
Поєднання агрокліматичного типу сівозмін з агроме-
теорологічними типами їх адаптації за повторю-
ваністю ГГК наведено у табл. 4.40 з урахуванням су-
часних умов (табл. 4.36) атмосферного зволоження.
Ці дані демонструють можливі стратегії адаптації
сівозмін і свідчать про потребу запровадження гнуч-
ких систем землеробства. Так. на західному Поліссі
за кліматично зумовленим типом сівозмін достатнь-
ого зволоження повторюваність посушливих умов і
недостатнього зволоження становить 49 %. Це озна-
чає, що майже у 50 % років зрав'янопросапні
сівозміни із зайнятими парами мають трансформува-
тись у зернотрав'янопросапні і навіть у зернопароп-
росапні із чистими чорними парами. Така адаптація
дасть змогу підвищити продуктивність землеробства
і стабілізувати урожайність.
Разом з тим, дані табл. 4.40 налають підстави роз-
вивати відповідні стратегії адаптації землеробства за-
лежно від сценаріїв зміни клімату у майбутньому.
Подібні принципи і порядок оцінок застосовано
до інших ланок системи землеробства за даними аг-
рокліматичного районування. Агрокліматичні умови
визначають також склад, структуру, зміст та інші па-
раметри агрофіготехнологій, у тому числі терміни
проведення провідної операції — сівби польових
культур, які визначаються агрокліматичними умова-
ми кожної місцевості.
Агрокліматичне районування. Головними ознаками,
що вбирають в себе залежність сільськогосподарсь-
кого виробництва від клімату, є продуктивність та
урожайність.
Сукупна оцінка ступеню сприятливості чи збитко-
вості метеорологічних величин за багаторічний
період для формування урожаю, тобто внеску кліма-
ту в ефективність землеробства у певній місцевості,
визначається за формулою |89|:
294
Таблиця 4.39
Агрокліматична класифікація сівозмін
Агрокліма- тичні типи сі- возмін	Види сівозмін		Агрокліматичні показники				Природна зона
	за співвідношен- ням культур	за типом парових полів	за рік		за період ак- тивної вегетації		
			КІЛЬКІСТЬ опадів, мм	випарову- вання. мм	ггс	ГТК	
Надмірного зволоження	Трав'яно- просапні	Сидеральні	500-700	525-550	2400- 3100	1.6- 2,0	Полісся західне і центральне
Достатнього зволоження	Трав'яно - просапні	Зайняті	500-600	525-575	2400- 3100	1.3- 1.6	Полісся східне Лісрстер західний
Недостатнього зволоження	Зернот- рав'янопросапні	Зайняті	450-550	450-550	2500- 2900	1.0- 1.3	Лісостеп центральний і східний
Посушливий	Зернола- ропросапні	Чисті, чорні і ранні	350-480	450-500	2900- 3300	0,7- 1.0	Степ ПІВНІЧНИЙ
Дуже посушливий	Зернопа- ропросапні	Чисті, чорні і ранні, кулісні	300-400	400-450	3300- 3400	0,5- 0,7	Степ південний
Таблиця 4.40
Агрометеорологічні типи адаптації сівозмін за умовами атмосферного
зволоження
Природна зона, регіон		Агрокліматичний тип сівозміни	Середній ГТК	Повторюваність (%) типу сівозміни за ГТК				
				0,5- 0,7	0,7- 1,0	1,0- 1.3	1,3- 1.6	1.6- 2.0
Полісся	західне	Достатнього зволоження	1.3- 1,6	14	17	18	16	35
	центральне	Достатнього зволоження	1,3- 1.6	14	17	18	16	35
	східне	Недостатнього зволоження	1,0- 1.3	28	17	18	15	22
Лісостеп	західний	Надмірного зволоження	1.3-2,0	23	15	12	13	37
	центральний	Недостатнього і дос- татнього зволоження	1.0- 1.4	28	16	17	19	20
	східний	Недостатнього зволо- ження і посушливий	0.9- 1.3	33	14	23	14	16
Степ	північний	Посушливий і недос- татнього зволоження	0.7- 1.1	42	18	12	10	8
	південний	Дуже посушливий і посушливий	0.6- 0.8	50	20	22	4	4
Крим		Посушливий	0.7-0,8	46	27	18	5	4
Закарпаття		Достатнього і надмір- ного зволоження	1.3- 1.8	- 9	21	13	13	44
Отже, кліматичні умо-
ви країни забезпечують
отримання урожаю зер-
нових культур на Поліссі
на рівні 80 - 86 % від гос-
подарського максимуму,
в Лісостепу 75 - 86 %. у
Степу та в Криму 76 - 82
%. Вони також досить
сприятливі і задовільні
для вирощування цукро-
вих буряків. Так, кліма-
тичні умови дозволяють
отримувати на Поліссі 82
- 83 % від господарського
максимуму урожайності,
у Лісостепу — 76 - 84 %, у
Степу — 66 - 81 % уро-
жаю від максимального.
Недобір урожаю за невідповідності кліма-
тичних умов потребам рослин протягом
всього вегетаційного циклу також має зо-
нальний розподіл. Він становить для зерно-
вих культур на Поліссі 14 - 20 %, у Лісосте-
пу — 15 - 25 % і в Степу — 18 - 24 %. Не-
добір урожаю цукрових буряків за кліматич-
них умов має більш виражену зональність.
На Поліссі він досягає 16 - 18 %, у Лісосте-
пу - 16 - 24 %, у Степу - 19 - 34 %.
Поряд із недобором урожаю за невід-
повідністю кліматичних умов потребам рос-
лин агрофітотехнології вміщують ознаки не-
достатнього, неповного або невдалого вико-
ристання цих умов. Цс положення ілюст-
рується даними табл. 4.40 за повторюваністю
різних типів умов атмосферного зволоження,
що не відповідають визначеному типові
сівозміни у кожній зоні. Недобір урожаю за
кліматичних умов є часткою загального не-
добору. За даними табл. 4.37 він також роз-
поділяється за агрокліматичними зонами.
Так. частка недобору урожаю зернових куль-
тур у загальному недоборі становить на Поліссі 27 - 35
%, у Лісостепу — 26 - 46 %, у Степу — 34 - 45 %. Недо-
бір урожаю цукрових буряків за рахунок кліматичних
умов відносно загального недобору становить 32 - 42%
у Поліссі, 32 - 44 % у Лісостепу га 42 - 66 % у Степу.
На підставі розглянутих даних щодо необхідності
загального поглиблення засобів агрометеорологічно-
го забезпечення землеробства та опрацювання агро-
метеорологічних стратегій його адаптації на підста-
вах. подібних до наведених у табл.4.35-4.36, можна
зробити важливий висновок про те. шо перший зга-
даний напрям без істотних матеріальних затрат може
зменшити недобір урожаю за кліматичних умов на 5
- 10 % і більше. Другий шлях за цілковитого вико-
ристання родючості ґрунту і потенціалу антропоген-
ного чинника мав би зменшити загальний недобір на
ЗО - 50 % і більше.
Закономірності зв'язку недобору урожаю з умо-
вами атмосферного зволоження |9І], визначеного
Сс =І£[5(Т,Л),(1-п),].	<4 26)
( і-\
де Сс — забезпеченість окремої польової культури
необхідними кліматичними ресурсами в одиницях
відносної урожайності; І — тривалість багаторічного
періоду узагальнення; 8(Т,К) — сумарний коефіцієнт
продуктивності польової культури за температурою
повітря Тта кількістю опадів К; ук — показник збит-
ковості несприятливого к - го явища для урожаю да-
ної культури.
Якщо вважати, шо несприятливі явища погоди є
рідкісними за багаторічний період або не досягають
збиткових значень, то сприятливість клімату може
визначатись лише за коефіцієнтами продуктивності.
За цим припущенням визначено показники для гру-
пи провідних зернових культур (озима пшениця,
ярий ячмінь, кукурудза) та цукрових буряків (табл.
4.41).
4. ВИКОРИСТАННЯ КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ ДЛЯ ВИРІШЕННЯ ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
295
Таблиця 4,41
Агрокліматичне районування за коефіцієнтами продуктивності
польових культур і недобором їх урожаю за кліматичних умов
Природна зона, регіон		Коефіцієнт про- дуктивності, %		Недобір уро- жаю за кліма- тичних умов		Частка кліма- тичних умов у загальному недоборі урожаю, %	
		зермов культур	цукрових буряків	зернових культур	цукро- вих бу- ряків	зернових культур	цукрових буряків
Полісся	західне	80-86	82-83	14-20	16-18	27-35	36-38
	центральне	80-86	82-83	15-18	17-18	29-35	32-36
	східне	80-82	82-83	16-18	17-18	30-32	36-42
Лісостеп	західний	79-82	76-84	18-25	16-24	33-46	36-44
	центральний	80-86	83-84	15-20	16-17	26-34	32-36
	СХІДНИЙ	78-82	80-82	20-23	18-20	30-42	38-42
Степ	ПІВНІЧНИЙ	76-82	72-81	18-23	19-28	34-45	42-54
	південний	76-79	66-74	21-24	26-34	37-45	54-66
Крим		76-78		22-24		40-42	
раніше, наведені на рис. 4.10, дані якого також
свідчать про реакцію польових культур на місцеві ре-
жими зволоження протягом вегетації відповідно до їх
біологічних властивостей.
Головними ознаками цих зв'язків є унімодальна
залежність недобору урожаю із ГТК, власні його оп-
тимуми для кожної культури та загальні особливості
залежностей. Дані рис. 4.9 підтверджують агрокліма-
тичну зональність сприятливості клімату стосовно
окремих польових культур.
Агрогідрологічне районування визначає розподіл аг-
рогідрологічних властивостей території за ознаками
відмінності водного режиму грунтів між зонами та
внутрішньої їх схожості, зумовленими генетико-мор-
фологічними характеристиками грунту.
Події ґрунтів визначається за генетичними типа-
ми, механічними різновидами та їх розташуванням у
природних зонах. Він становить основу агрогідро-
логічного районування із врахуванням особливостей
водного балансу.
Визначення типів водного режиму грунту у при-
родних зонах проведено за співставленням відно-
шення кількості опадів до випарності за рік. пара-
мегрів розподілу запасів продуктивної вологи, її
відношення до найменшої вологоємності, ознак по-
сушливості та сприятливості умов грунтового зволо-
ження ( табл. 4.42).
Промивний режим із капілярним зволоженням
ґрунту відзначається лише на західному Поліссі за
співпаданням кііькості опадів з випарністю за рік та
з певним перевищенням запасів продуктивної воло-
ги над найменшою вологоємністю.
Періодично промивний режим з повним весняним
промочуванням властивий центральному і східному
Поліссю та західному Лісостепу. У цих зонах вііношен-
ня кількості опадів до випарності за рік коливається у
межах 0,87 - 0,93, а запаси продуктивної вологи навесні
знаходяться на рівні найменшої вологоємності.
Непромивний водний режим грунту з неповним
весняним промочуванням визначений у Лісостепу
центральному, де відношення кількості опадів до
випарності за рік становить 0,84, а запаси про-
дуктивної вологи сягають 0,88 найменшої воло-
гоємності.
Нспромивний режим із слабким весняним
промочуванням і періодичною посушливістю
охоплює східний Лісостеп. Тут відношення
річної кількості опадів до випарності знаходить-
ся на рівні 0,77, а запаси продуктивної вологи -
на рівні 0,83 найменшої вологоємності. У Степу
та в Криму водний режим грунту є нспромив-
ним, із слабким весняним промочуванням та із
сталою посушливістю, шо відзначається більше,
ніж у 50 % років.
Кожен із зазначених типів водного режиму
грунту має власний перебіг умов зволоження
різної сприятливості. Так, промивному режиму
притаманні 45 % задовільних і оптимальних
умов та в 37 % відзначається перезволоження
ґрунту, а в 10 % - посушливість. Періодично
промивний режим — це 42 - 66 % оптимальних і
задовільних умов. 13 - 32 % перезволожених та 20 -
25 % посушливих. У непромивному режимі опти-
мальні і задовільні умови становлять близько 50 % у
центральному та східному Лісостепу і 34 -36 % у Сте-
пу та в Криму. Перезволоження у цих зонах відзна-
чається у 3 - 8 %. Посушливі умови у центральному і
Рис. 4.10. Зв'язок недобору урожаю 5М (%).
а - озимої пшениці, б - ярого ячменю, в -кукурудзи з
умовами атмосферного зволоження за ГТК.
296
Таблиця 4 42
і ипи йодного режиму рунту за складовими водного балансу
Природнії зона, регіон		Відношення кіль- кості опадів до випарності за рік	Запаси продук- тивної вологи у шарі рунту 0- 100 см на зябу в першій декаді квітня, мм				Відношення волос оза- пасів до найменшої вологоє- мності		Типи водного режиму У
			коли- вання	се- ред НІ	СТ		коли- вання	се- ред- нє	
Полісся	західне	1,00	140- 260	200	37	0.19	1,04- 1,34	1.19	Промивний, капілярного зволоження
	центра- льне	0,93	180- 210	190	27	0.14	0,89- 1.11	1,04	Періодично промивний, повного весняного промочування
	східне	0,87	160- 190	180	34	0 19	0,92- 1,10	1,01	Періодично промивний, повного весняного промочування
Лісо- степ	західний	0,97	165- 260	210	45	0,21	0,74- 1,19	0.97	Періодично промивний, повного весняного промочування
	централь ний	0,84	140- 180	160	17	0.11	0,76- 0.99	0,88	Непромивний, неповного весняного промочування
	східний	0,77	135- 185	160	20	0,13	0,70- 0.95	0,83	Непромивний, слабкого весняного промочуванню, періодично посушливий
Степ	ПІВНІЧНИЙ	0,64	125- 180	142	11	0,08	0,67- 1.13	0,82	Непромивний, слабкого весняного промочування, посушливий
	південний	0.45	110- 140	126	19	0.15	0,68- 1,02	0.80	Непромивний, слабкого весняного промочування, посушливий
Крим		0.46	110- 160	124	19	0.15	0,73- 1,13	0.80	Непромивний. слабкого весняного промочування, посушливий
східному Лісостепу сягають 39 - 41 %, а в Степу і в Кри-
му 59 - 60 %.
Висновки. За змінами клімату сучасна агрокліма-
тична зональність дешо відрізняється від попе-
редньої. Посилилась посушливість у крайній східній
частині країни. Поліпшились умови зволоження у
південно-західних районах та в Передкарпатті. У за-
гальних рисах агрокліматичне районування узгод-
жується з фізико-географічним.
Згідно з коливаннями меж агрокліматичних зон
відбувається певне змішення просторових ознак
сільськогосподарського виробництва, таких як роз-
поділ посівних площ, змісту ланок систем землероб-
ства, термінів виконання провідних операцій аг-
рофітотехнологій і т.ін.
Кліматичні умови країни для впрошування пере-
важної більшості сільськогосподарських культур є
сприятливими; до головних збиткових належать по-
сушливі влітку і восени та несприятливі умови пере-
зимівлі взимку.
4.4.	РЕКРЕАЦІЙНІ РЕСУРСИ КЛІМАТУ
Курортно-рекреаційна діяльність у багатьох країнах
світуг вважається головним потенціалом та істотним
чинником економічного розвитку.
Рекреація включає всі види оздоровлення, ліку-
вання. туризму тощо. Одним із основних рекре-
аційних ресурсів є клімат, його особливості сприя-
ють організації санаторно-курортного лікування та
інших видів рекреаційної діяльності.
Україна, завдяки географічному положенню, має
природні умови придатні для широкого розвитку рек-
реації. У країні значні запаси міне-
ральних вод різноманітного хімічно-
го складу, розсолів і величезні запа-
си лікувальних грязей. Тут є
всесвітньо-відомі природні та істо-
рико-культурні заповідники, націо-
нальні парки, музеї-заповідники, за-
казники та ін.. які мають природну,
культурно-історичну та естетичну
цінність.
Унікальне поєднання фізико-ге-
ографічних, а особливо кліматич-
них умов, привабливість узбережжя
Чорного і Азовського морів та
різноманітність рекреаційних ре-
сурсів забезпечують розвиток куро-
ртно-рекреаційної діяльності різних
напрямів лікувального, оздоровчо-
го. спортивного, наукового, ділово-
го. пізнавального.
У рекреаційній географії застосо-
вують різні наукові підходи та мето-
ди оцінювання впливу погоди і
клімату на загальний стан та само-
почуття людини. Найчастіше вико-
ристовують методи ефективної тем-
ператури. теплового балансу та
комплексної кліматології. Проте всі ці методи мають
обмежений характер застосування.
Оцінювання клімату для рекреації здійснювалось
за методикою І.С.Кандрора, Д.М.Дьоміної, Є.М.Рат-
нера, у якій враховано фізіологічний стан людини.
Крім того, було узагальнено досвід рекреаційної кла-
сифікації погоди Н.А.Данилової га ін. (27, 79, 106].
Вивчення кліматичних умов для рекреації проводи-
лося з точки зору комфортності погоди і клімату для
організму здорової людини, яка відпочиває. За допо-
могою показників ультрафіолетової радіації, теплово-
го балансу людини, міждобової мінливості атмосфер-
ного тиску, вмісту кисню у повітрі, комплексу мете-
орологічних величин визначались рекреаційні типи
погоди а також "душні дні", як несприятливі умови
для відпочинку. Біологічний вплив сонячної радіації
на організм людини натягає у дії всіх частин її спе-
ктру — ультрафіолетової, видимої га інфрачервоної.
Ультрафіолетова радіація. Особливо велике значен-
ня дія біосфери має ультрафіолетова радіація (УФР)
з довжиною хвиль менше 400 мкм. УФР становить
біля 7 - 9 % від загального потоку сонячної радіації,
яка надходить до атмосфери, а земної поверхні дося-
гає лише 3.5 %. Незважаючи на таке невелике зна-
чення. УФР властива велика біологічна активність
внаслідок значної енергії кванта ультрафіолетового
випромінювання.
Територію України за інтенсивністю сонячної
радіації, як інтегрального потоку, так і ультрафіоле-
тової її складової, відносять (за В.О.Бєлінським) до
зони ультрафіаіетового комфорту.
Протягом року відмічаються періоди різної
біологічної активності ультрафіолетової радіації. Для
висоти Сонця опівдні 23' і менше спектр сонячного
4. ВИКОРИСТАННЯ КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ ДЛЯ ВИРІШЕННЯ ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
297
випромінювання майже не має ультрафіолетових
променів. У цей період настає ультрафіолетове голо-
дування або нестача ультрафіолету, що призводить
до ослаблення захисних сил організму людини,
спричинює виникнення застудних і загострення
хронічних захворювань.
Для північних районів України залежно від типу
синоптичних процесів нестача УФР може спостеріга-
тися з грудня до середини січня. У великих промис-
лових містах (Київ. Дніпропетровськ. Донецьк та ін.)
взимку забруднення атмосфери призводить до знач-
ного її зменшення і створення умов відносного ульт-
рафіолетового голодування. На півдні ультрафіолето-
ва радіація реєструється протягом року.
У проміжок часу з висотою Сонця 26 - 45" у полу-
день відмічається слабка і помірна активність ульт-
рафіолетової радіації. Зі зростанням висоти Сонця
опівдні до 46“ і більше спостерігається сильна ак-
тивність УФР. У період з висотою Сонця 65" і біль-
ше відбувається надмірне опромінювання. Надмірна
активність ультрафіолетових променів призводить до
негативного впливу на організм людини і може розг-
лядатися як потенційний канцерогенний фактор. У
південних областях період із надмірною активністю
УФР у полудневі години може тривати близько двох
місяців (червень-липень).
Важливе значення у визначенні цінності клімату
має режим ультрафіолетової радіації, яка спричинює
бактерицидну, вітаміноутворювальну та еритемну
дію на організм людини.
Ресурси ультрафіолетової радіації оцінювались
стосовно задач кліматотерапії. Для курортів,
розміщених у різних фізико-географічних умовах,
розроблено методику дозування сонячних ванн за
УФР. Дозування ультрафіолетового опромінення
проводиться біодозами з використанням гак званої
середньої біодози - мінімального сонячного оп-
ромінення. яке викликає почервоніння (легку ерите-
му) непігментованої шкіри людини за певний час.
Біодоза УФР складає 1/4 лікувальної дози. Три-
валість ультрафіолетового опромінення можна виз-
начити за табл. 4.43? Так, у літні місяці на курортах
у районі Києва біодозу УФР опівдні за ясного неба
одержують за 18 - 20 хв, а на Південному березі Кри-
му - за 12 - ІЗ хв 1174].
Протягом теплого періоду року значні суми соняч-
ного сяйва є важливим чинником, оскільки в ясні
дні спостерігається найкраща освітленість місцевості
і забезпечується яскравість зорових вражень від
мальовничих краєвидів.
Тепловий баланс людини. Під час оцінювання рек-
реаційних ресурсів клімату у центрі уваги знаходить-
ся тепловий стан людини як відповідна реакція на
комплексну дію погоди. Аналіз багатьох методів свід-
чить, шо для характеристики теплового стану люди-
ни, яка зазнає впливу комплексу метеорологічних
факторів, одним із найоб'єктивніших і науково-
обгрунтованих є метод тепловою балансу. Цей метод
дозволяє кількісно оцінювати сумарні втрати тепла
організмом або ж його надходження до організму за
різних кліматичних умов.
Таблиця 4.43
Тривалість (хв) часу, необхідного для одержання середньої
біодози ультрафіолетової радіації для різного стану неба.
10112 год
Хмарність, бали
о 2	1 и	0-2		3-7		8-10	
		Київ	Ялта	Київ	Ялта	Київ	Ялта
IV	10	53	35	64	42	74	49
	12	42	24	50	29	58	34
V	10	35	20	42	24	48	28
	12	25	16	ЗО	19	35	22
VI	1 її	25	17	зо	20	35	24
	12	19	13	23	16	26	18
VII	10	24	15	29	18	33	21
	12	18	12	22	14	24	17
VIII	10	29	18	35	22	40	25
	12	22	13	26	16	ЗО	18
IX	10	52	29	62	35	72	41
	12	32	20	38	24	44	28
Кожна зі складових рівняння теплового балансу за-
лежить від характеристик довкігля і стану людини,
порівнюючи які з середніми показниками можна
оцінити клімат з позиції теплового комфорту людини.
За критерій теплового навантаження приймається
інтегральний показник, який дорівнює сумарному
надходженню тепла до організму (3|. Рівняння теп-
лового балансу тіла людини, не захищеної одягом,
можна записати у вигляді:
ЕЬЕ = РК+ЕР+В+ч,	(4.27)
де РЬЕ - витрати тепла на виділення поту; РК —
радіаційний баланс тіла; РР — теплообмін між тілом
і повітрям шляхом конвекції; В - витрати тепла з по-
верхні дихальних шляхів організму піл час дихання;
Ч - теплопродукція організму; Р - ефективна площа
поверхні тіла (Р = 1,5 м2); Ь - прихована теплота па-
роутворення (Е = 2411 Дж/г).
Усі члени рівняння (4.27) виражаються у ватах. Теп-
лопродукція організму у стані спокою дорівнює 93 Вт.
Додатні значення теплового балансу тіла людини ха-
рактеризують тепловий стан людини, яка зазнає теп-
лових навантажень різної інтенсивності. Якщо інтег-
ральний показник теплового стану людини від'ємний,
то це вказує на режим охолодження організму.
Від'ємне значення теплового балансу тіла людини чи-
сельно дорівнює тій кількості тепла, яку організм по-
винен виділити за рахунок підвищення фізичної ак-
ти вності або зберегти, використовуючи відповідний
одяг, щоб забезпечити стан теплового комфорту.
За допомогою методу теплового балансу організму
людини розраховано його складові та проведено
оцінювання фізико-географічних областей одного з
найголовніших рекреаційних районів України - Ук-
раїнських Карпат. За результатами аналізу розподілу
інтегрального показника теплового стану людини
для цієї території визначено основні типи біоклімату
та виконано районування залежно від сезону року та
фізичного навантаження.
Протягом року організм людини в Українських Кар-
патах зазнає теплових навантажень різної інтенсивно-
сті (табл. 4.44, 4.45). Середні значення інтегрального
298
показника теплового стану людини майже пов-
сюди від'ємні, що відповідає режиму охолод-
ження організму. Інтенсивність цього охолод-
ження залежить від багатьох чинників, серед
яких найголовнішими є температурний і вітро-
вий режим території а також її орографічні осо-
бливості. Взимку найбільше тепла організм лю-
дини втрачає на вершинах гір (Плай. Пожежев-
ська) та горбів (Долина, Турка) а також на схи-
лах Передкарпаття (Чернівці, Івано-Фран-
ківськ. Стрий). У глибоких міжгірних долинах,
закритих орографічно повністю або частково (Ра-
хів, Славське, Селятин, Міжгір'я), створюють-
ся сприятливіші для людини умови. Втрати теп-
ла зменшуються у 4-6 разів і становлять —450...-
300 Вт. Весною спостерігаються втрати гепла
різної інтенсивності — від помірних -330 Вт
(Рахівсько-Чивчинська фізико-географічна об-
ласть) до значних —1200...-800 Вт (Передкар-
патська височина. Вододільно-Верховинська об-
ласті та ін.). Влітку тепловий режим організму
людини зазнає значних змін і має свої особли-
вості у різних фізико-географічних областях.
Найсприятливіші біокліматичні умови відміча-
ються у Рахівсько-Чивчинській та у Вулканічно-
Карпатській областях, де переважають комфорт-
ні умови. На решті території спостерігаються
помірні та слабкі втрати тепла. Восени біоклі-
матичні умови в Українських Карпатах суворіші,
ніж весною. У жовтні середні значення інтег-
рального показника теплового стану людини змі-
нюються від -1580 Вт (Плай) до -460 Вт (Рахів).
Для оцінювання біотермічних умов людини
важливо знати відношення її радіаційного ба-
лансу до інтегральної величини теплового на-
вантаження. Радіаційний баланс є основним
джерелом надходження тепла до організму лю-
дини з навколишнього середовища. У холод-
ний період року (січень) радіаційний баланс на
всій території Українських Карпат від'ємний і втра-
ти тепла за рахунок променистого теплообміну ста-
новлять всього 2-21 % від загальних втрат. У Псред-
карпатській височинній області співвідношення між
радіаційним балансом тіла і витратами тепла на ви-
ділення поту (інтегральним показником) змінюється
у межах 7 - ІЗ %.
У Зовнішньо-Карпатській області втрати тепла за
рахунок променистого теплообміну в Яремчі у 3,5 ра-
за менші, ніж у Славському. У Вододільно-Верховин-
ській області значення цього співвідношення зміню-
ється у більш широких межах - від 2,5 % на полонині
(Плай) до 19 % у долині (Міжгір'я). Найменше зна-
чення співвідношення між радіаційним балансом тіла
та інтегральним показником теплового стану людини
у районі станції Пожежевська - менше 2 %. Водночас
у Рахові від'ємне значення радіаційного балансу тіла
становить 20 % від загального дефіциту тепла ор-
ганізму. У Вулканічно-Карпатській області організм
людини втрачає 13 - 14 % тепла за рахунок променис-
того теплообміну, а в Закарпатській низовинній дещо
менше - 9 - 12 %.
Таблиця 4.44
Середні значення складових теплового балансу людини (Вт) у стані спо-
кою у фізико-географічних областях Українських Карпат. Січень. 13 год
1 1 Станція	Висота, м	рвк	рид	_ЕПІ	ЕР	В	Ч	ЕЄЕ
Передкарпатська височинна область								
Самбір	296	230,0	-325,9	-95,9	-849,6	•18	93	-870,5
Дрогобич	277	223,1	-326,8	-103,7	-1092,6	•18	93	-1121,3
Стрий	294	206,6	-322,6	-116,0	-1147,8	-18	93	•1188,8
Долина	470	204,3	-322,6	-118,3	•1278.0	-18	93	-1321,3
Івано- Франківськ	244	193,6	-326,0	-132,4	-1323,2	-18	93	-1380,6
Коломия	298	197,1	-328,5	-131.4	-983.6	-18	93	-1040,0
Чернівці	242	205,2	-327,9	-122,7	-1630,3	-18	93	-1678,0
Зовнішньо-Карпатська область								
Славське	593	276,4	-333,7	-57.3	-448,7	-18	93	-431,0
Яремча	531	295.2	-328,0	-32,8	904,1	-18	93	-861,9
Вододільно-Верховинська область								
Турка	594	260.6	-325.5	-64.9	-1169,7	-18	93	-1159,6
Нижні Ворога	453	264.2	323.4	-59,2	-893,3	-18	93	-877,5
Нижній Студений	629	281,2	-322,2	-51,0	-772,5	-18	93	748,5
Плай	1330	290,2	-333.8	-43,6	-1797,7	-18	93	-1766,3
Міжгір'я	456	240,8	-326,7	-85,9	-443,1	-18	93	-454,0
Селятин	744	302,7	-352,2	-49,5	-472,1	-18	93	-446,6 І
Полонинсько-Чорногорська область								
Пожежевська	1429	314,1	-335,4	•21,3	1394.8|-18		93 |-1341.1	
Рахівсько-Чивчинська область								
Рахів	430	272,9	-334,8	-61.9 | -313.5 |-18 ( 93 | -300,4				
Вулканічно-Карпатська область								
Великий Березмий	208	239.1	-312,4	-73,3	-562,6	-18	93	-560.9
Хуст	164	207,3	-312,3	-105,0	•705,6	-18	93	-735.6
Закарпатська низовинна область								
Ужгород	115	209,1	-300.9	-91,8	•945,3	-17	93	-961,1
Берегове	112	199,4	-295.1	-95,7	-798,4	1-17	93	-818,1
Примітка. ЕАк радіаційний баланс тіла (короткохвильовий);
ЕЯд - радіаційний баланс тіла (довгохвильовий);
ЕА - радіаційний баланс тіла; ЕР - теплообмін між тілом та
оточуючим повітрям шляхом конвекції; В  витрати тепла з
поверхні дихальних шляхів організму під час дихання;
ц - теплопродукція організму; ЕСЕ - затрата тепла на
випаровування поту.
Весною радіаційний баланс має вже додатні зна-
чення, але інтегральний показник теплового стану
людини залишається від'ємним, шо свідчить про
втрати тепла організмом за рахунок конвективного
та інших видів теплообміну. У Передкарпатській ви-
сочинній області надходження тепла до організму
людини за рахунок променистого теплообміну стано-
вить лише 8 - 19 % необхідного, у Зовнішньо-Кар-
патській області співвідношення між радіаційним ба-
лансом тіла і витратами тепла на виділення поту
збільшується до 21 - 25 %.
У Вододільно-Верховинській області це співвідно-
шення коливається у досить широких межах. Якщо
на полонині (Плай) до організму людини надходить
лише 7 % тепла, необхідного для забезпечення ком-
фортного стану, то у долині (Міжгір’я) його значен-
ня зростає до 32 %. У інших районах цієї фізико-ге-
ографічної області людина отримує лише 15 - 23 %
сонячного тепла, шо значно менше потрібного за
цих умов.
У Полонинсько-Чорногорській області значення про-
менистого тепла становить лише 8% від інтегрального
4. ВИКОРИСТАННЯ КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ ДЛЯ ВИРІШЕННЯ ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
299
Таблиця 4.45
Середні значення складових теплового балансу людини (Вт) у стані спо-
кою у фізико-географічних областях Українських Карпат. Липень. 13 год
Станція	ЕАК	РПд	РЯ	РР	•	Я	РЄЕ
Передкарпатська височинна область							
Самбір	325,1	-105,5	219,6	-355,3	-11	93	-53,7
Дрогобич	332,1	-102,5	229,6	-494,4	•11	93	-182.8
Стрий	320,2	-92,7	227,5	-492,8	-11	93	-183,3
Долина	335,8	•115,8	220.0	-508,5	-12	93	-207,5
Івано- Франківськ	327,3	-101,9	225.4	456,4	•11	93	•149,0
Коломия	321,8	-104,2	217.6	-372,0	-11	93	-72.4
Чернівці	327,8	-91,3	236.5	-528,5	-12	93	-211,0
Зовнішньо-Карпатська область							
Славське	323,4	-117.1	206.3	-383,1	-12	93	-95,8
Яремча	324,4	-113.8	-210,6	-368,9	-12	93	-77,3
Вододільно-Верховинська область							
Турка	338.8	-131,2	207,6	-549,9	-12	93	-261,3
Нижні Ворота	325.7	-114,5	211,2	-472,5	-12	93	-180,3
Нижній Студений	334.2	-114,0	220,2	443.3	•12	93	-142,1
Плай	371,5	-177,4	194,1	-917,2	-14	93	-644,1
Міжгір'я	324,6	-110,9	213,7	-361,7	-12	93	-67,0
Селятин	321,8	-121,7	200,1	-420,4	-12	93	-139,3
Полонинсько-Чорногорська область							
Пожежевська	377,2	-176,7	200,5	-840,1	-14	93	-560,6
Рахівсько-Чивчинська область							
Рахів	322,4	-102,2	220,2	-243,4	-12	93	57,8
Вулканічно-Карпатська область							
Великий Березний	313,8	-89,2	224.6	-269,7	-11	93	36,9
Хуст	321,1	-94,9	226,2	-251,8	-11	93	56,4
Закарпатська низовинна область							
Ужгород	328,9	-84,4	244.5	-349,8	-11	93	-23,3
Берегове	331,4	-71,6	259,8	-383,7	•11	93	-41.9
організм людини влітку досягає комфортного
стану.
У середньогірських районах за рахунок радіа-
ційних потоків до організму людини надходить
лише ЗО - 35 % необхідного їй тепла. Необхідну
кількість тепла можна забезпечити не тільки
відповідним одягом, а й збільшенням фізично-
го навантаження.
Восени організм людини отримує недостат-
ню кількість сонячного тепла для забезпечення
оптимального стану. На всій території Ук-
раїнських Карпат співвідношення між радіа-
ційним балансом і витратами на випаровуван-
ня поту коливається у межах 1 - 5 %. в окремих
фізико-географічних районах воно менше 1 %
(Івано-Франківськ, Дрогобич. Коломия, Плай,
Ярсмча, Пожежевська, Хуст). Така недостатня
кількість променистого тепла, що надходить з
довкілля, може бути компенсована лише засто-
суванням одягу з високими теплоізоляційними
властивостями.
Метод теплового балансу широко використо-
вується для оцінювання комфортності міського
середовища. У цілому біокліматичні умови ба-
гатьох міст України сприятливі як для прожи-
вання. так і різних видів відпочинку. Протягом
року середня місячна температура повітря на
всій території значно нижча комфортної темпе-
ратури тіла людини (33('С), тому організм лю-
дини постійно втрачає тепло шляхом турбуле-
нтного теплообміну, інтенсивність якого зрос-
тає в міру зниження температури повітря і
збільшення швидкості вітру. У зв’язку з цим
більшу частину року значення витрат тепла на випа-
ровування поту є від'ємними. Найбільші втрати теп-
ла у Києві, Харкові, Львові, Вінниці, Луцьку та ін.
спостерігаються з грудня (-1200 Вт) до лютого
включно (-825 Вт).
У теплий період року зростає надходження тепла з
навколишнього середовиша до організму людини,
шо змінює її тепловий стан у місті. Комфортність
міського середовиша для людини, що перебуває на
відкритому повітрі, визначається багатьма чинника-
ми: метеорологічними, наявністю водойм, фонтанів,
зелених насаджень, характером забудови тощо. Тому
навіть протягом дня у різних районах одного міста
людина може зазнавати теплових навантажень різної
інтенсивності. З травня до вересня включно, у дні,
коли швидкість вітру не перевищує 1м/с, а темпера-
тура повітря дорівнює 21,0 - 24,0’С, спостерігаються
комфортні умови (39 - 100 Вт); якщо температура
повітря вища - слабкі та помірні теплові навантажен-
ня (180 - 280 Вт).
Одним із найпоширеніших видів відпочинку горо-
дян є відпочинок на пляжах біля водойм. Для пра-
вильного проведення і дозування геліотерапевтичних
процедур необхідно враховувати і тепловий стан лю-
дини. Для призначення і проведення кліматолікуван-
ня (прийняття процедур) необхідно враховувати теп-
лове навантаження на організм людини, яке можна
визначити за допомогою номограми (рис. 4.11) [183].
показника теплового стану людини. У ній частині
Українських Карпат теплову рівновагу можна забез-
печити лише відповідним одягом.
У Рахові до організму людини надходить вже 35 %
необхідного їй тепла. У цій фізико-географічній об-
ласті найкраще співвідношення між радіаційним ба-
лансом тіла і витратами тепла на виділення поту, але
й цього тепла замало для досягнення комфортного
стану. У Вулканічно- Карпатській області значення
співвідношення між радіаційним балансом тіла і вит-
ратами тепла на виділення поту досягає майже 25 %,
а в Закарпатській низовинній 17 - 19 %.
Літом для більшості ландшафтів Українських Кар-
пат, як і раніше, властивий режим охолодження ор-
ганізму людини для середніх кліматичних умов, тоб-
то втрати тепла перевищують радіаційний баланс.
Основним фактором, що визначає витрати тепла на
виділення поту, залишається конвективний тепло-
обмін, що значно перевищує радіаційний банане.
У Передкарпатській височинній області значення
радіаційного балансу тіла перевищують витрати теп-
ла на виділення поту, але цього радіаційного тепла
виявляється недостатньо, шоб перекрити втрати теп-
ла за рахунок конвективного теплообміну. Таке
співвідношення між радіаційним балансом тіла і вит-
ратами на випаровування поту спостерігається і в
інших фізико-географічних областях, крім Рахів-
сько-Чивчинської та Вулканічно-Карпатської, де
300
Міждобова мінливість атмосферного тиску. Для
оцінювання впливу погоди на самопочуття людини, як
показник мінливості умов погоди, прийнята міждобо-
ва мінливість (різниця між двома днями за один і той
же строк спостережень) атмосферного тиску.
Рис. 4 11. Номограма для визначення теплового навантаження в одиницях пото-
виділення (г/год) і надходження тепла до організму (Вт) за температурою (°С)
кулі (вертикального циліндра) за різної швидкості вітру (м/с).
Характеристика міждобової мінливості атмосферно-
го тиску набуває практичного значення і для рекре-
аційної діяльності. Межі коливання атмос-
ферного тиску виявились значними - від -
ЗО гПа до +35 гПа (табл. 4.46). Максимум
міждобової мінливості тиску (34,8 гПа)
спостерігався 10 грудня 1973 р. у Львові. Та-
ке різке зростання атмосферного тиску бу-
ло зумовлено проходженням активного
фронту через територію України і нестій-
кістю погоди. Найбільше зниження тиску
(22 - ЗО гПа) за добу, з яким пов'язана різка
зміна характеру погоди, було зафіксовано 13
лютого 1979 р. у містах Львів, Умань, Сім-
ферополь.
Просторовий розподіл міждобової мінли-
вості тиску визначається особливостями
циркуляції атмосфери. Міждобова мінли-
вість атмосферного тиску має добре вира-
жений річний хід, який у загальних рисах
однотипний для всієї території України.
Середня місячна міждобова зміна тиску за
абсолютним значенням (знак зміни тиску
до уваги не брався) коливається від 2,4 гПа
у серпні (Ялта) до 6,0 гПа у грудні (Умань).
Відмічається загальна тенденція до змен-
шення міждобової різниці тиску з перехо-
дом від холодного періоду року до теплого.
шо зумовлюється загальним послабленням інтенсив-
ності циклонічної діяльності. У деякі роки у зимові
місяці міждобова мінливість тиску в 1 - 3 рази пере-
вищувала її середні значення у літні місяці. Під час
проходження активного фронт)' або глибокого цик-
лону на території країни мо-
жуть розмішуватись ізалоба-
ричні області зниження і
підвищення тиску до 29 - 35
гПа. За абсолютним значен-
ням перепад тиску найбіль-
ший у західних районах. Вес-
ною екстремальні значення
міждобової мінливості тиску
зменшуються, але на заході
такі зміни тиску в окремі
місяці можуть становити ±29
гПа. Влітку амплітуда міждо-
бових коливань атмосферного
тиску змінюється у межах
±10...±16 гПа, а в західних
районах екстремальні значен-
ня міждобових змін тиску пе-
ревищують 20 гПа. Восени ат-
мосферні процеси перебудову-
ються, збільшуються абсо-
лютні значення міждобових
перепадів тиску в межах
±12...±26 гПа. Зауважимо, що
майже на всій території країни
протягом холодного періоду
року екстремальні значення
міждобової мінливості тиску вищі за умов підвищен-
ня міждобових значень тиску, ніж у випадку їх зни-
ження. В окремі місяці різниця становить 1 - 9 гПа.
Таблиця 4,46
Міждобова мінливість (гПа) атмосферного тиску. 9 год
Показник			111	IV	*	VI	VII	VIII	IX	Х	XI	XII
Львів												
Найбільше підвищення	26,0	25.6	28,6	19,0	23.5	22,0	12.6	12,6	12,9	22,1	22,3	34.8
Р.к	1967	1979	1971	1969	1978	1972	1969	1977	1977	1971	1973	1973
Середня	5,7	5,4	5,0	4.6	3.8	3.2	3,0	3,0	3.7	4.6	5.4	5.8
Найменшо зниження	19,3	25,0	15,9	18.4	13.4	16.3	14.6	13,2	16.6	20,2	20,2	24,1
Рік	1976	1979	1968	1978	1978	1972	1970	1978	1977	1970	1973	1977
Умань												
Найбільше підвищення	32,0	25,1	17,0	14,5	20,4	11,8	13,7	18.8	16,4	21.2	21.9	33.3
Рік	1971	1979	1977	1979	1978	1972	1978	1969	1975	1973	1969	1967
Середня	5,8	5.5	4,4	4,2	3,4	3,4	2,8	2,8	3,7	4,7	5,6	6,0
Найменше зниження	23,9	29,5	15,0	24,4	16,3	14,3	10,9	14.5	12,8	20.5	25.7	28,8
Рік	1970	1979	1979	1980	1978	1974	1978	1977	1972	1971	1967	1977
Ялта												
Найбільше підвищення	23,1	21,1	17.1	18,5	13,4	13,1	11.4	11.4	12,6	17,1	19.0	20,8
Рік	1968	1979	1977	1969	1980	1973	1980	1969	1978	1978	1977	1973
Середня	5,1	5.0	4,6	4.0	3.2	3,1	2.7	2,4	3.2	4,1	4,7	5,1
Найменше зниження	19,5	22,2	17.3	14,6	12.4	12,6	10,3	12,1	13,8	20,2	18,8	19.3
Рік	1968	1969	1975	1979	1970	1974	1978	1977	1972	1973	1979	1970
4 ВИКОРИСТАННЯ КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ ДЛЯ ВИРІШЕННЯ ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
301
Найбільшу повторюваність мають міждобові коли-
вання тиску в межах 0,1 - 2,0 і -1,9...0,0 гПа. У зимові
місяці повторюваність таких змін тиску становить 20
- 25%, збільшуючись влітку до 50 %. На всій території
значна міждобова мінливість тиску спостерігається
рідко і її повторюваність не перевищує 1 - 2 %.
Установлено, шо різкі зміни стану погоди (атмос-
ферного тиску, температури повітря тошо) виклика-
ють так звані метеопатичні реакції у здорових і хво-
рих людей. Різким підвищенням або зниженням ат-
мосферного тиску за добу прийнято вважати зміну
його понад 8 гПа, температури повітря - на 4"С і
більше. Інформацію щодо перепалів тиску для окре-
мих районів наведено у табл. 4.47.
Таблиця 4.47
Число днів з різким (більше 8 гПа) підвищенням і зниженням
міждобової мінливості (гПа) атмосферного тиску
Показник	•		III	IV		IX		х|	XII
Львів									
Підвищення	5,1	2,5	3.1	2.5	1.5	1.4	2.9	4.1	5.1
Зниження	3,9	2.5	2.9	1.9	1.0	0,7	2.1	3,3	3.5
Умань									
Підвищення	4,3	3.1	2,7	2,5	1,0	1.8	2.7	4.1	4.7
Зниження	3,8	3,1	2,7	1.2	1.1	1.6	2,3	3.1	3.7
Ялта									
Підвищення	2.5	2.5	1.9	1,3	0.6	0.6	1,6	1.9	3,1
Зниження	2,8	2,7	2,9	1,5	0,7	0,7	1.7	2.6	3.4
Узимку буває 5-9 днів із різкими коливаннями
тиску, а іноді (навіть у Криму) - більше 10 днів (гру-
день 1977 р.). Влітку таких днів мало (не більше 2).
Восени (листопад) їх число збільшується до 7. У се-
редньому за рік на курортах Криму спостерігається
40 - 50 днів з різкими змінами атмосферного тиску,
проте різке зниження тиску буває частіше, ніж його
підвищення.
В обслуговуванні санаторно-курортних установ
значну роль відіграє повторюваність безперервної
тривалості збереження знаку міждобової мінливості
тиску. Повторюваність (11 - 23%) тривалості збере-
ження знаку тиску до 2 днів найбільша. Взимку на
західному узбережжі Криму безперервна тривалість
міждобової мінливості тиску одного знаку може ста-
новити більше 7 днів, на східному - 6, південно-
східному - 7, на Південному березі Криму — до 5
днів. Протягом року найбільша тривалість (8 днів)
збереження знаку міждобової зміни тиску на тери-
торії півострова спостерігається весною. Влітку і во-
сени безперервна міждобова мінливість атмосферно-
го тиску може утримуватись 6 днів.
Максимальні значення міждобової мінливості тис-
ку. якшо її тривалість безперервна, свідчать про те.
що зі збільшенням часу збереження знаку міждобо-
вих коливань їх максимальні значення зменшуються
як під час підвищення тиску, так і під час його зни-
ження. Результати досліджень підтверджують значні
зміни атмосферного тиску на території, які не-
обхідно враховувати, оцінюючи вплив метеоро-
логічних факторів на стан організму людини.
Вміст кисню у повітрі. Щодобово організм людини
реагує не тільки на зміни температури повітря, коли-
вання атмосферного тиску, а й на кількість кисню у
повітрі, яка безперервно змінюється. Підвищення тем-
ператури та вологості повітря призводить до зниження
вмісту кисню в атмосфері, шо, у свою чергу, викликає
гіпоксичні явища. Зниження температури та вологості
повітря, підвищення атмосферного тиску, навпаки,
зумовлює збільшення вмісту кисню, яке має тонізую-
чий ефект. Різке збільшення кисню у повітрі може
призвести до погіршення самопочуття, коли виника-
ють спастичні явиша. Середній вміст кисню коли-
вається від 269 г/м' до 299 г/м’ (табл. 4.48). Взимку він
досягає найбільших значень (291 - 299 г/м’ і більше), в
окремі роки - 300 г/м’ і більше (310 - 320 г/м’). Від зи-
ми до ліга кількість кисню зменшується до 269 - 276
г/м' (у середньому на 10 - II %).
Таблиця 4.48
Середній вміст (г/м*) кисню у повітрі
І | II І’ III IV V VI ] VII | VIII IX |~Х XI ХЇГ
Львів
292 | 296 | 288 | 278 | 272  272 | 270 | 270 ] 274 | 281 | 287  291~
Вінниця
298 296 | 290 | 279 | 273 | 271 [ 269 | 270 | 275 284 | 289 [ 293
Ужгород
299'298 292 | 283 | 278 | 276'274 । 276 | 279 ] 286 | 294 1298~
Міждобовий вміст кисню у повітрі найчастіше зали-
шається постійним або змінюється мало (до 5 г/м’).
Повторюваність таких днів у січні становить віл 58 %
(Ужгород) до 65 % (Вінниця). Весною повторюваність
днів з вмістом кисню, шо не перевищує 5 г/м’, між
добами зростає до 67 - 70 % (Львів, Вінниця) та 74%
(Ужгород). Найменше міждобовий вміст кисню
змінюється влітку у Львові та Вінниці — у липні пов-
торюваність міждобової мінливості кисню становить
80 - 85 %. а в Ужгороді восени 92 % (табл. 4.49).
Залежно від характеру циркуляції вміст кисню у
повітрі в окремі дні може значно відхилятися від се-
редніх значень. Найбільші зміни спостерігаються під
час посилення циклонічної діяльності га проходжен-
ня фронтів. Значні зміни вмісту кисню (5 - 14 г/м’)
відмічаються щомісяця. Різкі перепади кількості кис-
ню (більше 15 г/м’) відмічаються зрідка — 1 - 2 випад-
ки на рік.
Рекреаційні типи погоди. За кліматичними умовами
виділяються два періоди рекреаційної діяльності: хо-
лодний (листопад-бсрсзснь) і теплий (квітень-жов-
тень).
Для холодного періоду року за дією поголи на ор-
ганізм людини виділено чотири групи рекреаційних
типів погоди: прохолодна погода з температурою
повітря нижче КУС; слабо холодна, коли температу-
ра повітря у межах — ІО...-1*С; холодна погода з тем-
пературою — 15... -КУС та дискомфортна — темпера-
тура повітря нижча — 15*С (табл. 4.50). Для виявлен-
ня впливу поголи і клімату на організм людини вра-
ховували передусім його теплообмін. Спека або хо-
лод зумовлюють значне напруження терморегулятор-
них механізмів людини.
Рекреаційний тип погоди визначався за щоденними
даними комплексу метеорологічних величин (темпе-
302
Таблиця 4 49
Повторюваність (%) міждобової мінливості вмісту кисню у
повітрі для різних градацій 12 год
Міждобова мінливість вмісту кисню, г/м’	1	IV	VII	X
Львів				
0	5,1	5,3	8,3	11,6
1	11,6	25,8	26,6	23,3
2	11,6	13,8	18.4	21,7
3	16,7	15,5	10.0	13.4
4	15,0	6.9	15,0	10,0
5-9	28,4	27,6	20,0	16,7
10-14	11.6	3.4	1.7	3.3
215		1.7		
Вінниця				
0	8,7	8,9	12,7	14,7
1	16,6	24,3	25,3	24,0
2	14,0	18,6	19,3	20,0
3	14,7	10,3	20,0	13,3
4	10,7	7,6	8,0	8.7
5-9	22,0	26.2	12,7	16,7
10-14	9.3	4,1	2,0	2,6
215	4,0			
Ужгород				
0	10,0	3.5	16,6	10,0
1	11,7	25.8	18.4	23,3
2	15,0	24,2	11.6	23,4
3	6,7	8.6	21.6	23.4
4	15,0	12,0	13.4	11.6
5-9	26.6	22,4	18,4	8.3
>15	3.4			
ратура повітря, загальна хмарність, швидкість вітру) о
15 год. Сонячна та хмарна погода у рамках одного ти-
пу, які зумовлюють формування певного теплового
стану організму, досить часто мають різну рекреаційну
оцінку. Всю погоду за загальною хмарністю умовно
було поділено на сонячну (0-5 балів) і хмарну (6 - 10
балів).
Для виділення рекреаційного типу погоди викорис-
тано спеціальну оцінювальну шкалу, яка дозволила
враховувати комплексну дію метеорологічних факторів
на фізіологічний стан людини. Тому до дискомфортної
(несприятливої) дія лікування, відпочинку і туризму
погоди, крім дуже жаркої, належить також погода, за
якої можливості для відпочинку обмежені дією окре-
мих метеорологічних величин і атмосферних явиш, а
саме: швидкість вітру більше 9 м/с, туман, дощ (у день
тривалістю більше 3 год), інтенсивна грозова діяльність
тощо. Обмежують окремі види рекреації і душні дні.
Характеристика рекреаційних типів погоди допов-
нювалась оцінюванням метеорологічних величин і
атмосферних явищ, які впливають на організм люди-
ни і проведення відпочинку. Для організації зимових
видів рекреаційної діяльності додатково враховано
тривалість дня, температуру повітря, залягання
стійкого снігового покриву, його висоту, повторю-
ваність відлиг тощо. Сприятливою для лижного ту-
ризму є погода з температурою повітря у межах
—15...-2'’С, швидкістю вітру не більше 5 м/с, висотою
стійкого снігового покриву не менше 20 см .
Тривалість прохолодної погоди (найсприятливіша
для різних видів відпочинку в холодний період року)
Таблиця 4.50
Число днів з рекреаційними типами погоди. Холодний період
(листопад-березень)
Тип погоди	XI	XII	1	II	III	Холодний період (листопад-бере- зень)
Київ						
Прохолодна	24	6	6	15	18	69
Слабо холодна	6	23	24	11	12	76
Холодна		2	1	2	1	6
Дискомфортна						
Славське						
Прохолодна	17	11	6	10	21	65
Слабо холодна	5	15	21	13	4	58
Холодна						
Дискомфортна	8	5	4	5	6	28
Харків						
Прохолодна	21	6	4	13	16	60
Слабо холодна	5	20	12	3	6	46
Холодна	1	3	12	6		22
Дискомфортна	3	2	3	6	9	23
Ужгород						
Прохолодна	17	11	7	14	21	70
Слабо холодна	1	8	14	6	3	32
Холодна						
Дискомфортна	12	12	10	8	7	49
Плай						
Прохолодна	5	1	2	5	5	18
Слабо холодна	1	4	5	6	5	21
Холодна	2	2	2	1	1	8
Дискомфортна	22	24	22	16	20	104
Запоріжжя						
Прохолодна	24	11	8	16	23	82
Слабо холодна	6	19	22	11	7	65
Холодна		1	1	1	1	4
Дискомфортна						
Херсон						
Прохолодна	23	10	20	19	26	98
Слабо холодна	3	16	10	6	3	38
Холодна	1	3	1	1		6
Дискомфортна	3	2		2	2	9
Ялта						
Прохолодна	29	27	28	25	31	140
Слабо холодна		3	1	2		6
Холодна						
Дискомфортна	1	1	2	1		5
становить 60 - 80 днів, на півдні - 100 - 140 днів. Для
зимового відпочинку характерна сприятлива слабо
холодна сонячна та похмура погода, повторюваність
якої у січні може становити 30 - 40 %.
Для гірських районів узимку характерний розвиток
зимових видів відпочинку і спорту. На території Ук-
раїнських Карпат і Кримських гір спостерігається ве-
лика строкатість у розподілі снігового покриву, ха-
рактер залягання якого залежить, головним чином,
від особливостей рельєфу (експозиції і крутості
схилів) і захищеності території. Розвитку зимових
видів відпочинку, зокрема лижного спорту, сприяє
велика тривалість залягання стійкого снігового пок-
риву, його значна висота а також рельєф — зручні
пологі схили. Погодні умови дозволяють до 100 днів
займатися зимовими видами рекреації, а на висотах
понад 1000 м — близько 40 - 50 днів.
4. ВИКОРИСТАННЯ КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ ДЛЯ ВИРІШЕННЯ ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
303
Прохолодна доіиова, холодна та морозна погода не-
гативно впливає на відпочинок. На гірських верши-
нах, на висотах 1300 - 1400 м повторюваність мороз-
ної поголи у січні становить у середньому 10 %. Крім
того, в Українських Карпатах часто спостерігаються
несприятливі явиша погоди (туман, ожеледиця, хур-
товини тошо), які значно обмежують відпочинок.
Для теплого періоду року (квітень-жовтень) за сту-
пенем дії температури повітря на людину рекре-
аційні типи погоди об'єднані також у чотири групи:
комфортну — температура повітря до 25"С; теплу —
температура више 25“С; прохолодну з температурою
нижче 20"С і дискомфорту (несприятливу) погоду з
температурою повітря више 30“С (табл. 4.51).
Найчастіше (20 - 29 днів) комфортна погода буває
у літні місяці, які найсприятливіші для проведення
всіх видів відпочинку і лікування.
Погода на початку весни і восени у цілому мало
сприятлива для окремих видів рекреаційної діяль-
ності, але прийнятна для тривалого перебування на
повітрі. Разом з тим спостерігається і найбільша пов-
торюваність прохолодної погоди.
Число днів із дискомфортною погодою залежить
від місцевих умов. До погоди, яка обмежує рекре-
ацію, відносять дні з опалами тривалістю більше З
год. У західних областях спостерігається значна
кількість опадів. Так, у районі озера Світязь у літні
місяці буває в середньому 7 днів з опадами лри-
валістю більше 3 год і найчастіше такі опади випада-
ють у світлу частину доби.
Для гірських районів число днів із дискомфортною
погодою за теплий період може коливатися у межах
40 - 50 днів. На решті території у середньому спри-
ятливий період для рекреації триває з квітня до
жовтня і дорівнює 170 - 210 днів.
Мікрокліматичні спостереження на курортах у
різних природних зонах свідчать, шо протягом літнь-
ого сезону можна приймати кліматичні процедури
(повітряні, сонячні ванни і купання) без обмежень.
У травні та вересні ці процедури лімітуються умова-
ми переохолодження.
У липні-серпні на курортах півдня сонячні ванни
призначаються з обмеженням, через високі значення
радіаційно-еквівалентно-сфективної температури, а
в червні, вересні і жовтні — через її низькі значення.
Протягом травня-жовтня відпочиваючі на курортах
можуть приймати повітряні ванни 140 - 180 днів, со-
нячні ванни — 120 - 160. Сезон купання триває 120
- 160 днів.
Душна погода. Для характеристики рекреаційних
ресурсів клімату в теплий період року широко вико-
ристовується поняття "душна погода". Вона викликає
негативні реакції в організмі людини, пов’язані з по-
рушенням терморегуляції, і обмежує прийняття
кліматичних процедур. Встановлено, шо основними
показниками такої погоди є відносно висока темпе-
ратура повітря у поєднанні з високою вологістю. У
більшості досліджень душним днем вважають такий,
коли в один із строків спостережень температура
повітря становить 20‘С і више, а парціальний тиск
водяної пари — не менше 18,8 гПа.
Таблиця 4 51
Число днів з рекреаційними типами погоди.
Теплий період (квітень-жовтень)
Тип погоди	ГУ	V	VI	VII	VIII	1Х	X	Теплий період (квітень- жовтень)
Київ								
Комфортна	6	22	26	22	27	10	7	120
Тепла		1	2 :	б|	2			11
Прохолодна	24	8	2	з	2	20	24	83
Дискомфортна								
Львів								
Комфортна	5	11 І 14		13	12	10	8	73
Тепла					3	2		5
Прохолодна	17	11 11		12	13	16	18	98
Дискомфортна	В	9 І 5		6	з	2	5	38
Харків								
Комфортна	6	22	20	26	26	13	1	114
Г гили			4	4	2			10
Прохолодна	24	9	6	1	3	17	29	89
Дискомфортна							1	1
Ужгород								
Комфортна	8	17	23	22	22	16	11	119
Тепла	2				3	2	2	9
Прохолодна	17	12	5	6	4	10	16	70
Дискомфортна	3	2	2	3	2	2	2	16
Плай								
Комфортна		3	3	2	5	2	1	16
Тепла								
Прохолодна	11	15	13	14	14	13	17	97
Дискомфортна	19	13	13	15	13	14	14	101
Запоріжжя								
Комфортна	8	24	19	17	23	20	8	119
Тепла		3	10	12	7			32
Прохолодна	22	4	1			10	22	59
1 Дискомфортна				2	1		ГЕ	4
Херсон								
Комфортна	12	18	23	20	24	23	п	131
Тепла		1	4	9	5	4		23
Прохолодна	17	12	3	1	1	3	19	56
Дискомфортна	1			1	1		1	4
Ялта								
Комфортна	4	17	27	29	29	27	!16	149
Тепла			1	1	2			4
Прохолодна	23	14	2			3	14	56
Дискомфортна				1 1 ..			1	2
Душні дні спостерігаються у травні-всресні, іноді
— у жовтні. У травні відмічається 1 - 5 днів із душ-
ною погодою. У червні їх число збільшується до 10
- 15. Липень і серпень характеризуються найбітьшим
числом душних днів (19 - 23). У липні 1972 р. на ку-
рортах східного Криму душні дні спостерігались про-
тягом місяця. У вересні число днів із душною пого-
дою зменшується до 2 - 9. У аномальні роки (вере-
сень 1968 р.) на Південному березі Криму може бу-
ти до 20 днів із такою погодою (табл. 4.52).
Душна погода спостерігається як вдень, так і
вночі, з 40 %-ою повторюваністю вона відмічається у
першу половину дня. На узбережжі Чорного моря
душна погода з такою повторюваністю спостерігаєть-
ся від 15 до 18 год.
304
Таблиця 4.52
Число днів з душною погодою
Показник	V		VII	VIII	IX	X
Бердянськ						
Середнє	5	15	21	19	7	
Найбільше	12	25	27	27	14	
Рік	1968	1972	1980	1966	1971	
Найменше		10	13	11	3	
Рік		1980	1969	1974	1972	
Баштанка						
Середнє	3	8	10	8	3	
Найбільше	5	18	17	18	8	
Рік	1982	1981	1977	1983	1983	
Найменше			3	1		
Рік			1967	1973		
Ялта						
Середнє	5	10	19	20	8	
Найбільше	7	21	26	26	20	14
Рік	1979	1972	1966	1972	1968	1974
Найменше	3	1	10	13	2	
Рік	1972	1967	1968	1980	1980	
Важливою характеристикою душної погоди є її
тривалість. Найбільшу повторюваність (до 50%) мас
душна погода з безперервною тривалістю 3 год, а
найменшу (20 - ЗО %) - душна погода, яка утри-
мується протягом 9 год. На західному і південно-
східному узбережжі Криму тривалість душної погоди
найбільша, в окремі місяці вона досягає 21 год.
Найчастіше у душні дні спостерігається відносна во-
логість від 60 до 80 %. У червні й серпні пазовика днів
буває з відносною вологістю 41 - 60 %. У 60 - 80 % ви-
падків душна погода відмічається за температури
повітря 20 - 26"С. Найбільший відсоток душних днів
на узбережжях Чорного та Азовського морів спос-
терігається, коли значення парціального тиску водяної
пари знаходяться у межах 20,1 - 23,0 гПа.
Класифікація душної погоди за базами інтенсив-
ності залежно від значень відносної вологості повітря
дозволяє визначити структуру душних днів. Най-
частіше (30 - 50 %) спостерігаються душні дні неве-
ликої інтенсивності (1-2 бази). Душна погода силь-
ної інтенсивності (5 базів) відмічається рідко (9%).
Дзя виявлення режиму душної погоди визначено
частоту періодів тривалістю більше 3 днів, які шкідли-
во впливають на організм людини. У 25 % випадків
душні дні тривають протягом 3-5 днів, у 10 % — 6 - 10
днів, а на курортах узбережжів Чорного і Азовського
морів повторюваність періодів з душною погодою три-
валістю 16 - 20 днів не перевищує 5 %.
Отже, у літні місяці душна погода спостерігається
досить часто. Особливості її формування необхідно
враховувати під час кліматолікування.
У цілому клімат України сприятливий для прове-
дення всіх видів відпочинку і туризму. Період спри-
ятливої для рекреації погоди у теплий період (ком-
фортна і прохолодна) коливається від 180 (у Степу)
до 200 і більше днів (на Південному березі Криму).
У гірських районах таких днів 100 - 120. У холодний
період прохолодна і слабо холодна погода спос-
терігається у середньому 100 - 150 днів, у горах на
висоті понад 1000 м — 40 - 50 днів. Дискомфортні
умови часто зумовлені великою швидкістю вітру та
випаданням опадів.
Рекреаційні ресурси клімату — важливий чинник
не лише санаторно-курортного лікування у примісь-
ких зонах відпочинку, а й туризму та ін. В останні
роки збільшується увага до використання місцевих
природних рекреаційних об'єктів. У нашій країні є
багато місць з мальовничими ландшафтами, які до
цього часу залишаються поза увагою організаторів
відпочинку і туризму.
Розвиток усіх курортів та зон відпочинку а також
таких видів спорту як туризм, альпінізм, гірськолиж-
ний спорт з використанням різноманітних природ-
них багатств, у тому числі і рекреаційних ресурсів
клімату, досить перспективний.
Характеристика рекреаційних ресурсів клімату
свідчить про тс, що Україна перебуває у смузі кліма-
тичного комфорту і на її території можна виділити
регіони, найпридатніші для розвитку рекреації:
•	Крим — придатний протягом цілого року для
відпочинку, оздоровлення, лікування і туризму;
•	Українські Карпати - для лікування, оздоров-
лення і туризму в літній сезон і проведення зимових
видів відпочинку, туризму і гірськолижного спорту;
•	Узбережжя Чорного і Азовського морів — для
літніх видів кліматолікування та відпочинку;
•	Рівнинна територія - для лікування і оздоров-
лення на базі місцевих курортів (кліматичних, баль-
неологічних і грязевих) а також розвитку "зеленого
туризму" в сільській місцевості;
•	Великі міста, центри адміністративних областей,
історичні міста — для екскурсійної рекреації га ак-
тивного відпочинку.
Збереження рекреаційних ресурсів території вима-
гає детального планування відпочинку, туристичних
потоків протягом року і регулярного обліку рекре-
антів для запобігання перевантаження окремих діля-
нок територій і погіршення екологічного стану
довкілля.
4.5. ОПАЛЮВАЛЬНИЙ ПЕРІОД
За опалювальний період прийнято частину року,
обмежену осіннім та весняним стійким переходом
середньої добової температури повітря через 8ПС.
Температурний режим зумовлює початок опалюваль-
ного сезону, його тривалість, отже, і необхідну
кількість палива, яким повинні бути забезпечені всі
галузі господарства.
Опалювальний період значною мірою визначає пла-
нування та споживання різних видів енергії та палива
і тісно пов'язаний з паливно-енергетичним комплек-
сом країни. Характеристика опалювального періоду
дозволяє розрахувати видрати (запаси) теплоенергії,
необхідні для забезпечення життєдіяльності людей та
функціонування промисловості у холодний період.
На розподіл характеристик опалювального періоду
істотно впливають фізико-географічні особливості
України та синоптичні процеси. Середня лобова тем-
пература повітря 8“С та нижче восени здебільшого
4. ВИКОРИСТАННЯ КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ ДЛЯ ВИРІШЕННЯ ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
305
встановлюється у жовтні (рис. 4.12). Найраніше (тре-
тя декада вересня) перехід температури повітря через
8*С відбувається у високогірних районах Українських
Карпат. Гірський рельєф зазвичай вносить значні
зміни у розподіл дат переходу температури повітря
через 8"С восени. В Українських Карпатах і Кримсь-
ких горах опалювальний період розпочинається
значно раніше. Ізохрони змінюють широтний нап-
рям на напрям, подібний до конфігурації ізогіпс.
Навіть у районі Донецької височини спостерігаються
більш ранні строки настання опалювального періоду
(на 3 - 5 днів раніше ніж у прилеглих районах). На
крайньому північному сході така температура
відмічається у перших числах жовтня, в центральних
районах — у середині місяця, а на півдні та Закар-
патській низовині - наприкінці нього. Найпізніше
(третя лекала листопада) опалювальний період почи-
нається у найтеплішому районі — на Південному бе-
резі Криму.
Настання середньої лобової температури повітря
8“С восени з півночі на південь у середньому відбу-
вається протягом місяця (за винятком Південного
берега Криму), із заходу на схід — майже одночасно.
Мінливість дат переходу середньої лобової темпе-
ратури повітря через 8"С восени незначна, середнє
квадратичне відхилення становить 7-9 днів і тільки
у Криму перевищує 10 днів.
В окремі роки під впливом синоптичних процесів
перехід температури через 8“С може значно зміню-
ватися у часі. Так, у 1912, 1920, 1928, 1959, 1971,
1977, 1979, 1992, 1997 рр. він відбувся на 10 - 15
днів раніше середньої дати, а в 1923, 1929, 1967,
1974, 1981, 1984. 1990. 1995, 2000 рр. - на стільки
ж пізніше. У цей період зменшується кількість со-
нячних днів, знижується температура повітря;
частішають тумани і опали, підвищується вологість
повітря.
Перехід середньої добової температури повітря че-
рез 8"С навесні вважається закінченням опалюваль-
ного періоду. Найраніше (у перших числах квітня)
він відбувається на Південному березі Криму і За-
карпатській низовині, на більшій частині території —
у середині місяця, а на крайньому північному сході
- наприкінці другої декади квітня (рис. 4.13). В Ук-
раїнських Карпатах та Кримських горах зі збільшен-
ням висоти перехід температури через 8"С змішуєть-
ся на кінець другої декади травня.
Закінчення опалювального періоду, як і його по-
чаток, може значно змінюватись у часі. Мінливість
закінчення опалювального періоду майже однакова
на всій території і не перевищує 6-7 днів і тільки
на Південному березі Криму досягає 12 днів.
У 1950. 1961, 1975, 1983, 1990.'1994, 1999, 2000 рр.
на більшій частині території весняний перехід тем-
ператури повітря через 8“С відбувався на 10 - 15
днів раніше середньої дати, а в 1909, 1929, 1942,
1965, 1970, 1979, 1981, 1997 рр. - пізніше віл зви-
чайного.
Значна протяжність території з півночі на південь,
її фізико-географічні особливості та циркуляційні
306
процеси впливають на настання, закінчення, а отже
й на тривалість. Ізолінії тривалості опалювального
періоду мають такий же напрям, шо й ізотерми (рис.
4.14).
Ізолінії тривалості опалювального періоду мають
головним чином широтний напрям, відхиляючись
на північ лише на північному сході. Істотно
відрізняється від широтного напрям ізоліній в Ук-
раїнських Карпатах і Кримських горах, де вони, як і
ізохрони початку опалювального періоду, набувають
форми ізогіпс. На значній висоті у цих районах тем-
пература повітря знижується і збільшується три-
валість опалювального періоду. Отже, напрям
ізоліній опалювального періоду повторює певною
мірою напрям ізотерм у холодну пору року. Ізохро-
ни на всій території також мають майже широтне
направлення, відхиляючись на північ лише у
західних районах під впливом Атлантики: частішим
та інтенсивнішим надходженням у ці райони
порівняно теплих повітряних мас.
Найкоротший (120 - 140 днів) опалювальний період
на Південному березі Криму, на північ його три-
валість поступово збільшується до 190 днів та більше.
Отже, опалювальний період у північних та східних
районах на 40 - 50 днів триваліший ніж у південних.
У Кримських горах період із середньою добовою
температурою повітря 8"С та нижче перевищує 200
днів, в Українських Карпатах збільшується до 240 днів.
На Донецькій, Приазовській, Волинській та Поділь-
ській височинах він триває на 10 - 15 днів довше
порівняно з рівниною. На узбережжях Чорного та
Азовського морів тривалість цього періоду дещо змен-
шується внаслідок їх впливу. У великих містах опалю-
вальний період також дешо коротший, ніж у пе-
редмісті.
В окремі роки тривалість періоду з температурою
повітря 8"С та нижче може відхилятись (на 20 днів) від
середнього значення. Межі коливання тривалості опа-
лювального періоду для Києва наведено на рис. 4.15. У
холодні зими опалювальний період на більшій частині
території перевищує 200 днів, а в теплі — скорочується
до 150 - 160 днів. Найтриваліший період спостерігався
у зими 1908 - 09, 1928 - 29, 1941 - 42, 1959 - 60. 1973 -
74, 1978 - 79, 1986 - 87, 1992 - 93. 1996 - 97 рр., а най-
коротший — у зими 1929 - 30, 1960 - 61, 1966 - 67, 1974
- 75. 1985 - 86. 1989 - 90, 1990 - 91. 1998 - 99 рр.
Тривалість опалювального періоду різної ймовір-
ності дозволяють розрахувати дані табл. 4.53.
Тривалість опалювального періоду залежить як від
дат настання, так і закінчення. Наприклад, у Києві
за раннього переходу (до 1 жовтня) температури
повітря через 8"С тривалість цього періоду переви-
щує 180 днів, а за пізнього (остання декада жовтня)
- скорочується до 170 днів.
Залежність між датами настання опалювального
періоду та його тривалістю визначається ко-
ефіцієнтом кореляції, який для більшої частини те-
риторії змінюється від - 0,61 до — 0,75 (табл. 4.54).
Оцінка коефіцієнта кореляції проводилась за допо-
могою відомого перетворення Фішера:
4 ВИКОРИСТАННЯ КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ ДЛЯ ВИРІШЕННЯ ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
307
2 л/л - 3	1 + г
— = —І—’	(4.28)
о г 2	1-г
V 1 . 1 + г
де 2 = —Іц ----- - критерій Фішера;
І
СТ ' ~ у/п _ 3 ” середній квадрат відхилення;
п — об’єм вибірки. Емпіричні коефіцієнти коре-
ляції достовірні на 99%-му рівні значимості.
Отримані зв’язки апроксимувались
лінійним рівнянням регресії. Ступінь
розсіяння кореляційного поля віднос-
но лінії регресії характеризується за
абсолютними га відносними похиб-
ками, які дія багатьох станцій не пе-
ревищують 5%, шо в абсолютних зна-
ченнях становить 6-7 днів.
Допустимою похибкою для розра-
хування опалювального періоду було
прийнято значення 0,674. Розрахо-
вані значення тривалості опалюваль-
ного періоду укладаються у зазначені
межі на більшості станцій у 70 - 80%.
Це дає можливість використовувати
рівняння регресії для визначення
тривалості опалювального періоду
залежно від його початку.
Період з температурою повітря від
8 до 5°С восени і від 5 до 84? навесні потребує мен-
ших витрат палива. Він на більшій частині України у
середньому утримується Юанів, в Українських Кар-
патах - 15, а в Криму - 20 днів. Період з температу-
рою повітря нижче 0*’С на північному сході та сході
становить 35% опалювального сезону, у Криму і на
Закарпатській низовині - 15 - 20 %, а на решті тери-
торії — 20 - 30 %.
Найхолоднішою частиною зими є період з се-
редньою добовою температурою повітря —5“С та
нижче. На крайньому північному сході він становить
308
Таблиця 4.53
Ймовірність (%) тривалості (дні) опалювального періоду вище
вказаних меж
Станція	Ймовірність, %				
	5	25	50	75	95
Конотоп	208	198	194	186	170
Луцьк	201	192	185	180	163
Житомир	205	195	190	184	167
Київ	200	192	183	175	166
Львів	205	192	188	182	163
Хмельницький	200	195	186	181	164
Полтава	201	192	187	180	165
Харків	241	226	193	188	165
Тернопіль	203	198	191	184	171
Умань	199	192	185	178	165
Луганськ	193	185	179	170	161
Вінниця	205	195	187	183	172
Дніпропетровськ	191	185	175	171	157
Донецьк	196	188	180	172	162
Ужгород	173	165	159	150	138
Одеса	180	168	162	151	141
Миколаїв	177	171	164	156	142
Херсон	181	173	164	155	144
Клепиніне	176	169	158	150	139
Сімферополь	178	166	155	145	135
Ай-Петрі	228	219	213	202	182
15 - 20 % опалювального періоду, на значній частині
території — 10 - 15 %, на заході — 10 %.
В Українських Карпатах та Кримських горах тем-
пература —5"С га нижче встановлюється у середині
грудня, на північному сході — у двадцятих числах
грудня, на решті території — наприкінці грудня та на
початку січня. На південь від лінії, шо проходить че-
рез Затишшя, Вознесенськ, Ні-
кополь, Запоріжжя. Маріуполь
стійкого переходу через -5°С та
нижче не буває. На крайньому
заході, Закарпатській низовині
та на півдні у 45 - 55 % років та-
кого переходу не спостерігаєть-
ся, а в Криму він буває лише у
20 % років (1929, 1950, 1954 рр.).
Така температура утримується
на заході до кінця січня - почат-
ку лютого, у центральних райо-
нах — до другої декади лютого,
а на північному сході - до
кінця лютого - початку березня.
В Українських Карпатах закін-
чення найхолоднішого періоду
відбувається наприкінці лютого,
а на висоті понад 1000 м - на
початку березня.
Тривалість періоду з середньою
добовою температурою повітря
—5 С та нижче найбільша на
північному сході (понад 70 днів).
Така ж вона і в Українських Кар-
патах. Тривалість найхолоднішо-
го періоду зменшується зі сходу
на захід від 60 до 30 днів та з
півночі на південь (до степової
зони) від 40 до 20 днів.
В окремі роки спостерігається стійкий перехід се-
редньої добової температури повітря через — Ю'С і
нижче. Найчастіше (36 - 40 % років) такий перехід
відбувається у північних і північно-східних районах.
У центральній частині така температура відмічається
у 20 % років, на півдні в 10 %. на заході та на узбе-
режжях - у 2 - 3 % років. У Криму стійкого перехо-
ду середньої добової температури повітря через
— Ю'С не відмічається. В аномально холодні роки
(1954, 1956, 1963, 1973 рр.) гака температура утриму-
валась тривалий час на незначній частині території,
за винятком заходу і Південного берега Криму.
У найхолодніші зими (1928 - 29, 1941 - 42. 1953 -
54. 1962 - 63, 1963 - 64, 1984 - 85 рр.) на значній час-
тині території відбувався стійкий перехід температу-
ри повітря через — 15“С. Проте цей період був нетри-
валим. В окремі дні спостерігалась і значно нижча
середня температура повігря. У такі періоди витра-
чається найбільша кількість палива.
Слід зазначити, шо опалювальний період за ос-
танні 30 років зазнав деяких змін. На більшій частині
території він зменшився на 5-8 днів, а в Степу — на
1 - 5 днів. Скорочення опалювального періоду відбу-
лося в основному за рахунок більш раннього перехо-
ду температури повітря через 8"С весною.
Під час різкого зниження температури повітря
витрати палива зростають у декілька разів, у ано-
мально теплі зими — зменшуються. Так, зниження
температури повітря у Києві на 1“С призводить до
збільшення витрат електроенергії на 0.6 - 0,8 %, газу
на 1 %, палива на 1 - 2 % [108].
Таблиця 4.54
Оцінка тісноти кореляційного зв'язку (г) та рівняння регресії (у = ах + Ь)
для розрахунку тривалості опалювального періоду (у) за датою переходу
температури повітря через 8*0 (х) восени
Станція	Г	/ЇЇ-З. І4Г	Параметри рівняння		Похибка апроксима- ції рівняння	
		2 '«ГГ7	а	Ь	абсолют- на, дні	відносна. %
Конотоп	-0,73	7,0	-1.031	232,4	7,0	0,04
Луцьк	-0.52	3.6	-1,025	200,4	7,7	0,07
Житомир	-0,57	5,6	-1,026	231,7	7,1	0,06
Київ	-0,64	4.5	-0,916	224,0	7,6	0,05
Львів	-0,69	4.6	-1,057	200,6	7,2	0,04
Хмельницький	•0,75	9.7	-1,123	234,1	6,6	0.04
Полтава	0,70	7,5	-0,959	226,6	7,3	0.04
Харків	•0.89	8.4	-1,731	258.9	10.7	0,06
Тернопіль	•0.56	4.8	-0.733	220.8	7.2	0,04
Умань	-0,66	5,9	-0,836	221,7	7.3	0,04
Луганськ	-0,72	7,8	-0,999	193.3	6,6	0,04
Вінниця	-0,65	4,2	0.824	221,5	6,7	0,04
Дніпропетровськ	-0,77	5,3	-1,018	194,0	6,6	0,04
Донецьк	-0,71	5.9	-0,881	219,9	6,6	0,04
Ужгород	-0,72	7.5	-0,970	185,3	7,4	0,05
Одеса	-0,79	9.0	-0,984	193,8	6.6	0,05
Миколаїв	•0.67	6.8	-0,794	184,0	7,1	0,05
Херсон	-0.77	7.8	-0,993	190,4	7,0	0,05
Клепиніне	•0.79	6.6	-1,325	160.0	7.4	0,05
Сімферополь	-0.79	5,4	-1,154	158.3	9.9	0,07
Ай-Петрі	-0,81	9.4	-1,020	218,8	4.9	0,04
4. ВИКОРИСТАННЯ КЛІМАТИЧНИХ РЕСУРСІВ ДЛЯ ВИРІШЕННЯ ПРИКЛАДНИХ ЗАДАЧ
309
У лікувальних, дитячих дошкільних установах,
школах та інших подібних організаціях опалення
слід починати і закінчувати за більш високої темпе-
ратури повітря.
Для холодного періоду (за винятком опалювально-
го) у різних технічних та інженерних розрахунках
визначається середня температура найхолоднішої
п'ятиденки, триденки, доби, зимової вентиляційної
температури.
Середня температура найхолоднішої п'ятиденки
обчислюється за формулою:
Гр = \Л5і\-Т,	(4.29)
де — середня температура повітря за найхо-
лодніший місяць: Т - температура району.
Райони виділяються згідно з рівнянням зв'язку між
розрахунковою температурою та середньою темпера-
турою найхолоднішого місяця.
Найнижчі значення -26...-24°С середньої темпе-
ратури найхолоднішої п'ятиденки відмічаються на
півночі та сході. У центральній частині вона коли-
ваються у межах -22...-2(УС. У південних районах
температура найхолоднішої п'ятиденки становить
-19...-І7"С. На південному заході вони дорівнює
—15...—І4*С, на Південному березі Криму -8*С.
Зимова вентиляційна середня температур;» для
умов України обчислюється за формулою:
= 1,125^-3.	(4.30)
Найнижча зимова вентиляційна температура
— 12...-ІГ’С відмічається на півночі, північному сході
та сході. На більшій частині території вона змінюєть-
ся віл -10...—7 "С. На півдні Степу та в степових
районах Криму ця температура становить —5...—4°С.
На Південному березі Криму зимова вентиляційна
температура дорівнює -2...—Г'С, на окремих станціях
має навіть позитивні значення.
Вентиляційна температура визначається так як і се-
редня температура повітря найхолоднішої частини опа-
лювального періоду і становить 15 % його тривалості.
Під час проектування та теплотехнічних розра-
хунків важких огороджуючих конструкцій будівель
за розрахункову температуру приймають середню
температуру найхолодиіших п'ятиденок 16 % зим.
Дія періоду спостережень 50 років ця температура
визначається з восьми найхолодніших зим. Дія
проектування легких огороджуючих конструкцій
використовують середню температуру повітря най-
холоднішої доби 16 % усіх зим, а для конструкцій
середньої легкості — середню температуру тридснок
16 % усіх зим.
На витрати теплоенергії, крім тривалості опалю-
вального періоду, істотно впливають сонячна
радіація, тривалість періоду з температурою повігря
нижче (УС, зі стійкими морозами, перепади темпера-
тури повітря всередині періоду, напрям та швидкість
вітру, експозиція та товшина стін, приміщень, теп-
лопровідність матеріалу з якого вони зроблені, не-
обхідні запаси палива.
Кліматична характеристика опалювального
періоду має практичне значення, оскільки дозволяє
визначити кількість споживання різних видів енергії
та палива.
310
5.	ЗМІНИ ТА КОЛИВАННЯ КЛІМАТУ,
СЦЕНАРІЇ ЗМІН ГЛОБАЛЬНОГО
І РЕГІОНАЛЬНОГО КЛІМАТУ
5.1.	ГЛОБАЛЬНІ ЗМІНИ КЛІМАТУ -
МІЖНАРОДНІ АСПЕКТИ
Проблема зміни клімату є однією з глобальних
проблем, шо потребує для пом’якшення впливу на
зміну клімату участі усієї світової спільноти. Резуль-
татом зусиль світового співтовариства (161 країна)
стало підписання у червні 1992 р. Рамкової конвенції
шодо зміни клімату. Україна є однією з найбільш ва-
гомих учасниць цього процесу. Україна ратифікувала
конвенцію у жовтні 1996 р. а в серпні 1997 р. стала
повноправною її Стороною.
Згідно зі Статтею 4 всі Сторони Конвенції мають
зобов’язання шодо:
•	розробки за узгодженими методологіями, періодич-
ного поновлення, публікації і надання Конференції
Сторін національних кадастрів антропогенних викидів
з джерел і абсорбції;
•	формування, реалізації, публікації і регулярного
поновлення національних проірам. які містять заходи
з пом'якшення впливу на зміну клімату шляхом
вирішення проблеми антропогенних викидів з джерел
і абсорбції поглиначами парникових газів та заходи
адекватної адаптації до зміни клімату;
•	сприяння і співробітництва у розробці, застосу-
ванні і розповсюдженні методів і процесів, включа-
ючи передачу технологій, шо призводять до обме-
ження, зниження або припинення антропогенних
викидів парникових газів у енергетиці, транспорті,
промисловості, сільському та лісовому господарстві і
поводженні з відходами;
•	сприяння раціональному використанню і збере-
женню таких поглиначів та накопичувачів парнико-
вих газів як ліси, океани, наземні, прибережні і
морські екосистеми;
•	співпраці у плануванні заходів з метою адаптації
до наслідків зміни клімату;
•	сприяння і співробітництва у проведенні науко-
во-технічних, технологічних, соціально-економічних
і інших досліджень, систематичних спостережень за
станом кліматичної системи;
•	сприяння і співробітництва у повному, відкритому
і оперативному обміні інформацією, пов'язаною з
кліматичною системою і зміною клімату а також з
економічними і соціальними наслідками різних стра-
тегій реагування;
•	сприяння і співробітництва у галузі освіти, підго-
товки кадрів і інформування населення з питань
зміни клімату та заохочення участі громадськості у
цьому процесі.
Відповідно до вимог Конвенції її Сторони, які є
розвинутими країнами або країнами з перехідною
економікою і включені у Додаток 1 до тексту Кон-
венції (сюди входить і Україна), мають конкретне зо-
бов'язання шодо здійснення політики, спрямованої
на обмеження та зменшення викидів парникових
газів порівняно з 1990 р., а також захисту і підвищен-
ня якості поглиначів і накопичувачів парникових
газів. Розвинуті країни та країни з перехідною еко-
номікою зобов’язані періодично надавати детальну
інформацію щодо політики і заходів а також шодо
прогнозованих антропогенних викидів з джерел і аб-
сорбції поглиначами парникових газів.
Кінцевою метою Конвенції є досягнення стабі-
лізації концентрації парникових газів у атмосфері на
рівні, який би не допускав глобального антропоген-
ного впливу на кліматичну систему. Відповідно до
Конвенції такого рівня планується досягти у
терміни, необхідні для природної адаптації екосис-
тем до зміни клімату, що дасть можливість не стави-
ти під загрозу виробництво продовольства і забезпе-
чувати подальший його розвиток на стійкій основі.
Кількісні зобов'язання з обмеження та скорочення
викидів парникових газів визначені у Кіотському
протоколі, який було узгоджено на третій сесії Кон-
ференції Сторін Рамкової конвенції ООН про зміну
клімату' (грудень 1997 р., Кіото, Японія).
Згідно зі Статтею 3 п. І Кіотського протоколу роз-
винуті країни, до яких у відповідності з економічни-
ми показниками 1990 р. належить і Україна, повинні
з 2008 до 2012 рр. знизити принаймні на 5 % порів-
няно з 1990 р. викиди шести газів. Для забезпечення
досягнення цієї мети були узгоджені диференційо-
вані кізькісні зобов'язання щодо скорочення або
5. ЗМІНИ ТА КОЛИВАННЯ КЛІМАТУ СЦЕНАРІЇ МОЖЛИВИХ ЗМІН ГЛОБАЛЬНОГО І РЕГІОНАЛЬНОГО КЛІМАТУ
311
обмеження викидів. Україна має недопустити збіль-
шення викидів парникових газів порівняно з рівнем
1990 р.
Найголовнішим завданням Рамкової Конвенції
ООН про зміну клімату став початок створення регу-
лятивної бази на глобальному рівні по об'єднанню
зусиль різних країн у скороченні викидів парникових
газів. Для цього виділено чотири рівня підготовки
регулятивних документів, шо мають у вирішенні
проблеми різне значення.
До першого належать документи, узгоджені Світо-
вим Співтовариством, які умовно можна назвати "за-
гальні правила" чи "спільні правила”, які готуються
Секретаріатом Конвенції за участю Сторін, обгово-
рюються та приймаються Сторонами під час прове-
дення Конференцій Сторін (СОР).
Другий рівень представляють документи, шо готу-
ються на національному рівні і мають бути представ-
лені до Секретаріату РКЗК, відповідно до вимог
Конвенції та існуючих практичних керівництв щодо
підготовки такої звітності.
Україна зробила перші кроки, спрямовані на вико-
нання зобов'язань шодо надання інформації від-
повідно до Статей 4.1 та 12.1 Рамкової конвенції
ООН про зміну клімату. Було організовано підготов-
ку та надання Секретаріату Конвенції Першого
національного повідомлення України з питань зміни
клімату та кадастру викидів парникових газів за 1990
- 1998 рр.
Третім рівнем документів та досліджень є двосто-
ронні та багатосторонні домовленості та протоколи
про кооперацію га щодо скорочення викидів парни-
кових газів. Такі домовленості використовують
міжнародні механізми чи визначають механізми
співробітництві».
Уряд України є активним учасником дій, що про-
водяться світовою спільнотою та Секретаріатом
РКЗК. Українські представники беруть активну
участь у роботі Конференції Сторін га в підготовці
регуляторної бази для розгляду Конференціями
Сторін, а також у діяльності Парасолькової Групи,
до якої входять США. Канада, Японія. Австралія.
Нова Зеландія, Норвегія. Росія. Україна підписала
Протоколи намірів га двосторонні угоди шодо зміни
клімату з рядом країн. Уряд України підписав двос-
торонні угоди з Урядом Сполучених Штатів Амери-
ки та Урядом Канади шодо співробітництва у галузі
скорочення впливу на клімат а також здійснює бага-
тостороннє співробітництво з рядом міжнародних
агенцій та установ.
Четвертим рівнем є документи, прийняті на наці-
ональному рівні і прямо чи опосередковано пов'язані
зі здійсненням заходів по скороченню викидів пар-
никових газів. На цьому рівні передбачається прий-
няття Національних енергетичних Стратегій, Страте-
гій по скороченню викидів парникових газів та
інших стратегічних документів, пов'язаних зі скоро-
ченням викидів парникових газів. Він включає регіо-
нальні підходи до скорочення викидів парникових
газів та представляє можливі схеми організаційної
структури на національному та регіональному рівнях.
Узгодження на міжнародному рівні потребували
також наукові дослідження і узагальнення.
Для проведення науково-технічних і соціально-
економічних оцінок глобальних змін клімату та
пов'язаних з цим проблем Всесвітньою метеоро-
логічною організацією (ВМО) та Програмою ООН з
навколишнього середовища (ЮНЕП) у 1988 р. зас-
нована Міжурядова група експертів зі зміни клімату
(ІРСС).
Зміна клімату у розумінні ІРСС, зокрема її Робо-
чої групи 1 — це будь-яка зміна клімату протягом ча-
су як внаслідок природної мінливості, так і в резуль-
таті діяльності людини. Це розуміння дешо
відрізняється від визначення, що міститься у Рам-
ковій Конвенції ООН про зміну клімату: зміна
клімату, яка зумовлена діяльністю людини, шо вик-
ликає зміни у складі глобальної атмосфери і накла-
дається на природні коливання клімату, що спос-
терігаються протягом порівняних періодів часу.
У зв'язку з тим, що проблема глобальних змін
клімату є надзвичайно актуальною в усьому світі, ви-
никла нагальна потреба у науковому обгрунтуванні і
методичному забезпеченні оцінки змін клімату, роз-
робці можливих сценаріїв поведінки кліматичної
системи з метою розробки рекомендацій для прове-
дення упереджувальних заходів.
З цією метою ІРСС було підготовлено три доповіді
(1990, 1996 та 2001 рр.) з оцінками, які є зведенням
відомих знань та того, шо ще необхідно з'ясувати
стосовно кліматичної системи та пов'язаних з нею
факторів. ІРСС підготовлено і ряд спеціальних до-
повідей - наприклад, щодо впливу авіації, передачі
технологій, сценарії викидів парникових газів а та-
кож резюме для політичних діячів.
Остання, Третя доповідь з оцінками ІРСС, особли-
во її частина, що стосується Робочої групи І, викли-
кала неоднозначні оцінки світової наукової гро-
мадськості. Передусім це, певно, пов'язано із загост-
ренням саме у цій доповіді питання щодо темпів гло-
бального потепління - підвищення середньої при-
земної температури повітря з 1990 до 2100 рр.
становитеме 1,4 - 5,8 °С (у Другій доповіді воно
прогнозувалось на рівні 1,0 - 3,5 °С).
У доповіді ІРСС (2001 р.) про стан глобального
клімату констатувалося, що протягом XX ст. гло-
бальна температура повітря біля поверхні землі
зросла на 0,6 ± 0.2 "С. Причому за останні 1000
років потепління у XX ст. було найбільш значним, а
останні роки - найтеплішими. Так, тільки за період
1987 - 1990 рр. додатна аномалія приземної темпера-
тури повітря у високих широтах досягла 2,0 - 3,5 “С.
У середньому в Північній півкулі значення призем-
ної температури повіїря збільшились тільки за
період 1961 - 1990 рр. на 0,55 “С, а в цілому на
Земній кулі — на 0.4 "С. У 1998 р. за даними
Всесвітньої метеорологічної організації середня
річна глобальна температура повітря виявилась на
0.7"С вищою порівняно з приземною температурою
повітря за період 1961 - 1998 рр. і становила 15,5 ‘С.
Це є поки що рекордний рік з точки зору по-
тепління.
312
Віконнії хід аномалії глобальної осередненої при-
земної ісмпсрггури вцілому для Земної кулі за ос-
танні 140 років наведено на рис. 5.А.
За даними Міжурядової групи експертів зі зміни
клімату триііік ібільшення концентрації парникових
газів в атмосфері і їх радіаційний вплив, у тому числі
у результаті діяльності людини [252].
Концентрація двоокису вуглицю (СО2) у період з
1750 р зросла на ЗІ %. Темпи її зростання наразі
безпрецендентні як мінімум за останні 20 тис. років.
Приблизно три чверті антропогенних викидів СО2 в
атмосферу за останні десятиріччя відбувається через
спалювання викопних видів палива, інша частина в
основному пояснюється змінами у землекористу-
ванні (особливо знищенням лісів).
З 1750 р. концентрація метану (СН4 ) в атмосфері
збільшилась на 151 % і продовжує зростати.
Приблизно половина поточних викидів метану
- відхилення температури;
- еглажений хід температури (біномінальний фільтр).
Рис. 5А Віковий хід аномалії осередненої приземної температури,
а - глобальної; 6-у Північній півкулі (північніше 30° пн.ш.)
в ІМІНИ ТА КОЛИВАННЯ КЛІМАТУ. СЦЕНАРІЇ МОЖЛИВИХ ЗМІН ГЛОБАЛЬНОГО І РЕГІОНАЛЬНОГО КЛІМАТУ
313
може мати антропогенний характер, що пов'язано з
використанням викопних видів палива, тваринницт-
вом, сміттєзвалищами.
У період з 1750 р. концентрація закису азоту (N02)
в атмосфері збільшилась на 17 % і продовжує зрос-
тати. Приблизно третина сучасних викидів N02 мо*
же мати антропогенний характер (сільськогоспо-
дарські грунти, відгодівельні тваринницькі майдан-
чики, хімічна промисловість).
За висновками 1РСС глобальна середня приземна
температура повітря і рівень моря будуть підвищува-
тись: температура до 2100 р. — на 1,4 - 5,8 °С, рівень
моря — на 0,09 - 0.88 м.
Прогнозується також збільшення частоти та інтен-
сивності небезпечних і стихійних гідрометеоро-
логічних явищ.
Україна, ратифікувавши в 1996 р. у числі інших
держав Рамкову Конвенцію ООН про зміну клімату,
взяла на себе певні зобов'язання шодо дослідження
клімату на території держави, розробки сценаріїв
можливих його змін у майбутньому, в тому числі й
під впливом антропогенної діяльності 1145,233|.
Для вирішення цього завдання у 1997 р. розробле-
но "Кліматичну програму України", яка затверджена
постановою Кабінету Міністрів України. Вона вклю-
чає розроблення ефективної системи забезпечення
органів державної влади та місцевого самоврядуван-
ня, різних галузей економіки країни. Збройних Сил
та населення України кліматологічною інформацією,
прогнозами можливих змін клімату і соціально-еко-
номічними та екологічними наслідками цих змін.
5.2.	ЗМІНИ ТА КОЛИВАННЯ РЕГІОНАЛЬНОГО
КЛІМАТУ
Резульгати інструментальних спостережень і ма-
теріали палеогеографічних реконструкцій свідчать, шо
клімат Землі як планети змінюється, і ці зміни супро-
воджуються негативними наслідками для економіки і
умов проживання людини (33, 34]. Необхідність роз-
роблення прогнозу клімату' і кліматоохоронних заходів
визначає актуальність проблеми змін клімату як у гло-
бальному, так і регіональному масштабах. За останній
мільйон років установлено близько 10 льодовикових та
міжльодовикових періодів. Понад 6 тис. років тому
зафіксовано кліматичний оптимум, температура якою
перевищувала сучасну на 1 - 2"С. У ІХ-ХІ ст. також пе-
реважали аналогічні умови. За свідченням літопису, в
ті часи на широтах центральної України було так теп-
ло, шо достигав виноград та росли теплолюбні росли-
ни південних широт. З кінця XV до середини XIX ст.
клімат змінився на прохолодніший, у зв'язку з чим цей
період одержав назву "малого льодовикового" (темпе-
ратура в Україні була на 1,2 - 1,5"С нижча від сучас-
ної). Природні флуктуації будуть продовжуватися і в
майбутньому.
Постає принципове питання: у теперішній час
відбуваються звичайні природні коливання клімату
чи його зміни під впливом глобального парникового
ефекту, посиленого антропогенною діяльністю. Про
інтенсивність зміни температурного режиму планети
судять на основі аналізу глобальної осередненої
річної температури Землі, яку вважають інтеграль-
ною характеристикою глобальної кліматичної систе-
ми. Аналіз емпіричних даних дозволяє зробити нас-
тупні висновки:
•	у 40-х роках XX ст. закінчилося потепління у
Північній півкулі, яке розпочалося на початку
століття;
•	до 70-х років тривав процес відносно незначних
коливань клімату;
•	у середині 70-х років у Північній півкулі по-
тепління поновлюється з більшою інтенсивністю, ніж у
попередні роки і продовжується до теперішнього часу.
З кінця XIX до початку XXI ст. відбулося підви-
щення глобальної температури на 0,6'С, а поза
тропічними широтами - на 0,8"С. За окремі деся-
тиріччя підвищення глобальної температури повітря
у середньому становить 0.046'С, за останні 30 років
воно подвоїлось. Потеплінню планети передувала
значна зміна складу атмосферного повітря - інтен-
сивно зростав вміст газів які утворюють парниковий
ефект, джерелом яких значною мірою є антропоген-
на діяльність: вуглекислого газу на 25 - 30 %, метану
- у два рази, закису азоту - на 10 % та інших малих
домішок, які посилюють природну парникову дію.
На думку багатьох учених, якщо не вжити заходів,
спрямованих на зменшення промислових викидів
парникових газів, то у XXI ст. ефект потепління бу-
де посилюватися.
Динаміка клімату України як регіонального, знач-
ною мірою уособлює характерні риси змін глобально-
го клімату. За дослідженнями (42| клімат України чут-
ливий до змін глобального клімату, що підтверджуєть-
ся одноманітністю багаторічного ходу аномалії гло-
бальної та регіональної температури повітря (рис. 5.1).
Для оцінки змін клімату у XX ст. (1901 - 2000 рр.)
використано дані 26 довгорядних станцій і 48 станцій
з єдиним безперервним рядом спостережень (1946 -
2000 рр.), які рівномірно розташовані на території
країни.
•0,8 1’1901-1911- 1921-1931-1941-1951-1961-1971- 1981-1991-
-1 1910 1920 1930 1940 1950 1960 1970 1980 1990 2000
-1.2
Рис. 5.1. Аномалії (відносно кліматологічної норми)
річної глобальної (а) та регіональної (б) температури
повітря (-С) за окремі десятиріччя
314
Методом п’ятирічних ковзних, що
дозволив частково позбутися випад-
кових флуктуацій (шумів), виявлено
зміни температури повітря та кіль-
кості опадів за 100-літній період спос-
тережень. Для визначення тенденцій
змін у багаторічному ряді використа-
но поліном першого та другого ступе-
нів. Оцінка статистичної значимості
кліматичних трендів проводилась дис-
персійним аналізом. Тренд вважався
значимим, якшо його дисперсія стано-
вила 20 % від дисперсії ряду. У ньому
випадку тренд температури і опадів до-
сить достовірно відображав зако-
номірність процесу змін клімату'.
Температура повітря. Зміни річної температури на
Поліссі та у Лісостепу за 100-літній період станов-
лять 0,7 - 0,9"С, Степу 0,2 - 0,3’С у бік потепління
(рис. 5.2). Взимку потепління становить 1,2"С, на-
весні 0,8 *С, влітку і восени зміни незначні. Основні
риси змін режиму температури за 100-ліття, шо
відмічалися на території України, простежуються і на
окремих станціях (рис. 5.2, 5.3).
Дія об’єктивнішої кількісної оцінки
змін клімату розглянуто середні зна-
чення за два періоди: 1891 - 1960 та
1961 - 1990 рр. Перший період харак-
теризується від'ємними аномаліями
глобальної температури, другий — до-
датними.
У період 1961 - 1990 рр. взимку, на-
весні і восени температура повітря
істотно виша, а в червні, липні —
нижча, тобто у середньому за 30 років
температура підвищилась.
Представляють інтерес дані про
найтепліші і найхолодніші сезони у
XX ст. Критерієм аномальності для
зимових місяців прийнято вважати
відхилення 4"С, а для інших місяців
2’С. Згідно з вибраним критерієм
виділено аномально теплі і аномально
холодні сезони і роки. Аномально
теплі зими та весни найчастіше спос-
терігаються у період глобального по-
тепління клімату, але у цей час
відмічались і аномально холодні сезо-
ни року, особливо це стосується літа
та осені (табл. 5.1). Найтепліші січень,
лютий, березень, серпень, грудень за-
реєстровано в останньому десятиріччі
XX ст., тобто у період максимального
глобального потепління (табл. 5.2). До
цього періоду відносяться (1971 - 1980,
1981 - 1990 рр.) і найхолодніші деся-
тиріччя у червні, липні серпні та лис-
топаді.
Практичний інтерес для ведення
господарської діяльності та особливо
дія обгрунтування сучасних змін у
1 - фактичний хід, 2 - тренд.
Рис. 5.2. Зміни річної температури повітря (° С). Київ.
природному середовищі мають дослідження змін
клімату другої половини XX ст. за природними зона-
ми.
Дані з температури за період 1946 - 2000 рр. були
оссрсднсні для окремих зон України. Осереднення за
площею дозволило частково виключити вплив змін
клімату локального масштабу та ''шуми", зумовлені
кліматичними флуктуаціями.
Рис. 5.3. Зміни температури повітря (°С) за окремі сезони. Київ.
5. ЗМІНИ ТА КОЛИВАННЯ КЛІМАТУ, СЦЕНАРІЇ МОЖЛИВИХ ЗМІН ГЛОБАЛЬНОГО І РЕГІОНАЛЬНОГО КЛІМАТУ
315
Таблиця 5.1
Аномально теплі, аномально холодні сезони і рік
[ Зима	Весна Літо ' Осінь Рік
Аномально теплі
1901-02	1920	1901	1909	1936
1913-14	1934	1938	1918	1975
1951-52	1966	1939	1923	1989
1960-61	1975	1946	1938	1990
1974-75	1983	1954	1963	1998
1982-83	1989	1972	1967	2000
1988-89		1975		
1989-90				
Аномально холодні				
1908-09	1929	1911	1902	1909
1928-29	1942	1923	1908	1929
1941-42	1952	1928	1914	1942
1946-47	1980	1933	1920	1954
1953-54	1987	1976	1941	1987
1963-64		1978	1959	
1984-85		1984	1988	
		1993	1993	
У грудні багаторічний хід температури повітря не-
однорідний. Різниця початкового та кінцевого зна-
чення температури у період 1946 - 2000 рр. за трен-
дом менша 14?. На Поліссі вона має позитивне зна-
чення (0,3“С), у Лісостепу та Степу тренд від'ємний
(0,5'4?), тобто у грудні стійке потепління майже не
відмічене (табл. 5.3). У січні спостерігається інтен-
сивне потепління: на Поліссі воно становить 2'4?
Таблиця 5.2
Найтепліші та найхолодніші десятиріччя
І	•1	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	х	XI	XII
Найтепліші											
1991- 2000	1991 - 2000	1991- 2000	1961- 1970	1981- 1990	1951- 1960	1951- 1960	1991 - 2000	1941 - 1950	1961- 1970	1971- 1980	1981- 1990, 1991 - 2000
Найхолодніші											
1961- 1970	1921- 1930. 1951- 1960	1951- 1960	1891- 1900. 1901- 1910	1911- 1920. 1951- 1960	1911- 1920, 1981- 1990	1971- 1980	1911- 1920, 1971- 1980	1971- 1980	1971- 1980	1951 - 1960, 1981- 1990	1891- 1900. 1961 - 1970
(за трендом), збільшуючись із заходу на схід від 1,5
до 34; у Лісостепу та Степу 1,8"С. У Лісостепу інтен-
сивність потепління також простежується із заходу
на схід. У лютому по зонах закономірності по-
тепління зберігаються такі ж, як і в січні. На Поліссі
потепління становило 2“С. у Лісостепу найбільше
значення 2,34?, у Степу 1,54. У Лісостепу найбіль-
ше підвищення (3,84) відмічається на сході, у Степу
— на півночі 1,44, а на півдні - лише 14.
Впродовж зими для зон у змінах режиму темпера-
тури відмічаються позитивні тенденції. На Поліссі та
у Лісостепу значення тренду становить 1.54. у Сте-
пу 0,74 .
У березні зберігається тенденція до потепління. На
всій території спостерігається значне підвищення
температури за трендом. На Поліссі та у Лісостепу
воно дорівнює 3,04, у Степу 2Л°С. Найбільше по-
тепління відбулося на центральному Поліссі (3,0"С)
та східному Лісостепу (3,8°С), у західному Лісостепу
воно становило 2.84?. У північному Степу підвищення
температури наприкінці століття порівняно з 1946 р.
дорівнювало 2,54?, У південному Степу 1,5“С, тобто у
березні потепління було не менш інтенсивним, ніж у
лютому. У квітні має місце незначна тенденція до
підвищення температури: на Поліссі 0,2“С, у Лісосте-
пу 0,14? та Степу 0,4’С. У західному Лісостепу спос-
терігалась незначна від'ємна тенденція температури.
У травні були невеликі коливання тренду, як пози-
тивні, так і негативні. На західному га центральному
Поліссі значення тренду становили 0,4 - 0,54?, у
західному та центральному Лісостепу 0,1 - 0,2’С.
Таким чином, значне потепління весняного сезону
у XX ст. спостерігалося завдяки березню (табл. 5.3).
Цей місяць більше ніж на половину відноситься до
холодного періоду та визначає потепління календар-
ної, а не фактичної весни. Вона, як відомо, почи-
нається з переходом температури через 0"С. Треба
відзначити, що потепління проявляється на всій тери-
торії, не дивлячись на те, шо в окремі місяці у деяких
районах простежується нестійка за знаком тенденція.
Весни у середньому стали тепліші ніж 50 років тому.
Найтепліші весни спостерігаються на півночі та в
центральних областях.
Нестійке нетривале потепління навесні змінюється
похолоданням влітку практично у всіх місяцях. На
Поліссі від'ємні значення різниці початкового та кінце-
вого тренду у червні становлять 1.54?, у Лісостепу та
Степу 1,24. Найбільше похолодання (1,5"С) у червні
зафіксовано на західному Поліссі, у східному'
Лісостепу та північному і південному Степу
воно становить 1,24. Липень відрізняється
від червня меншими значеннями (0,74)
від'ємного тренду, особливо на Поліссі, у
Лісостепу та Степу він не перевищує 1,04. У
серпні також відмічається незначний
від'ємний тренд температури, який зростає з
півночі на південь. На Поліссі ці значення
дорівнюють 0,24. у Лісостепу 0,5"С та у Сте-
пу 0,84.
Влітку відбуваються зміни температури
повітря у бік похолодання (на півдні 1,24,
у Лісостепу 1,14?). Дешо менші (0,74?) зміни у тем-
пературному режимі спостерігаються на Поліссі. У
літній сезон виділяються найхолодніші східні та
південні райони (східний Лісостеп 1,34?, північний
Степ 1,14?, південний Степ 0,94?).
У вересні від'ємні значення тренду зберігаються.
На Поліссі та в Лісостепу вони становлять 0,54?, а в
Степу 0,74?. Жовтень характеризується незначним
потеплінням. Температура повітря за грендом стано-
вить на Поліссі 0,44?, у Лісостепу 0,54?, у Степу
0,84?. Ці значення найбільші у західному та східному
Лісостепу, південному Степу (0,74).
Серед осінніх місяців виділяється як більш холод-
ний листопад. Найхолодніший він на західному
Поліссі (1.24?). Похолодання простежується у західно-
му та центральному Лісостепу, тоді як у східному
Лісостепу спостерігається додатний тренд температу-
ри. Листопад холодніший (на 1,04?) у південному Сте-
пу та дещо менш холодний у північному (0,64?).
316
Таблиця 5.3
Зміни температури повітря (°С) (за трендом). 1946 - 1996 рр.
Природна	Зима				Весна				Літо					Осінь				Рік
зона	1	II	XII	сезон	III	IV	V	сезон	VI І VII		VIII	сезон	IX	X	XI	сезон	
Полісся	2.0	2.0	0,3	1,5	3.0	0,2	0,4	1,3	1.5	-0.7	-0.2	-0,7	0,5	0.4	-0,8	-0,3	0.4
західне	1,7	2.0	0.1	1.2	2.8	0.0	0.5	1,2	-1,2	-1,1	0.1	-0.6	-0.6	0.5	-1.2	•1.1	0,3
центральне	2.0	2,2	0.7	1.8	3.0	0,2	0.4	1,3	-1,0	-0,6	-0,2	-0,7	-0.5	0.4	-0,5	-0.1	0,5
Лісостеп	1.8	2.3	0,0	1.5	3.0	0.1	0,2	1.0	-1.2	-1.0	-0.5	-1.1	-0,5	0.5	-0.5	-0.2	0,3
західний	0.8	1.0	-0.2	1.2	2.8	-0,5	0,2	0.8	-0.9	-0,9	-0.3	0.7	-0.7	0,3	-1.4	-0.6	0.1
центральний	1.6	1,7	-0.1	1.3	2.1	0,5	0,1	0.9	-0,9	-0,8	-0,3	-0.7	0.0	0,5	-0,7	-0.1	0,3
СХІДНИЙ	3.0	3.8	0,4	2.2	3.8	0.1	-0.5	1,2	-1,5	-1.2	-1,0	-1,3	-0,7	0,4	0.4	0.1	0,5
Степ	1,8	1.5	0.5	0,7	2.2	0.4	•0.6	0.6	-1,2	-1.0	•0.8	-1.2	-0.7	0.6	•0.7	-0.2	0,1
ПІВНІЧНИЙ	1.7	1.4	-0,6	1.0	2.5	0.5	-0.7	0,9	•1.2	-1.2	-1,0	-1.1	0.7	0.5	-0,6	-0.2	0.1
південний	1.5	1.0	-0,5	0.7	1,5	0.2	-0,6	0,5	•1.2	-0.8	-0,7	-0.9	-0,5	0.7	•1.0	-0.2	0,0
Отже, у XX ст. збереглася тенденція підвищення
температури у січні, лютому та березні, найінтсн-
сивніше потепління відбувалося на Поліссі та у
Лісостепу, в останньому десятиріччі (1991 - 2000 рр.)
потепління відмічалось практично в усі місяці року.
В останні роки весною за загального потепління
клімату спостерігаються хвилі холоду із заморозками
значної інтенсивності (до —5,(УС), які відмічались на
вищому, ніж раніше, фоні температури повітря, що по-
силює їх вплив на сільськогосподарське виробництво.
Аналіз структурного зв’язку регіональної та глобаль-
ної температури в окремі сезони та за рік дає мож-
ливість завбачити найбільш ймовірні зміни регіональ-
ного клімату у перші десятиріччя XXI ст. |43, 214].
Для виявлення закономірностей змін регіонально-
го клімату, зумовлених змінами глобального терміч-
ного режиму:
1.	Оцінено різницю середньої річної приземної
температури повітря Північної півкулі для двох дос-
татньо тривалих періодів з різними значеннями тем-
ператури цих періодів.
2.	Встановлено структурні зв'язки між середньою
річною приземною температурою повітря Північної
півкулі та регіональними кліматологічними характе-
ристиками.
3.	Оцінено кліматичні умови у екстремально теплі
та екстремально холодні роки.
Алгоритм оцінювання параметрів зв'язку між харак-
теристиками середньої глобальної температури повітря
та кліматичними змінами наведено в |43, 214], виходя-
чи з припущення, що регіональна
температура лінійно пов'язана з
глобальною температурою.
Сукупність оцінок зв'язків, які
було отримано кожним методом,
перевірено на змістовність. Пе-
ревірка дала наступні результати:
для зими "змістовні оцінки" от-
римано першим та друтим, для
літа трьома методами, для осені
та року лише першим методом.
Отримані оцінки вказують на
співвідношення змін температу-
ри повітря у тій чи іншій зоні та
зміни глобальної температури.
Визначено наступну закономір-
ність змін температури повітря в
Україні під час потеп-
ління: на значній час-
тині території резуль-
татом подальшого роз-
витку глобального по-
тепління може бути та-
кож підвищення регіо-
нальної температури в
усі сезони року. Якщо
глобальна температура
за два-три майбутні де-
сятиріччя підвищиться
ще на 0,3 - 0.4“С. то
регіональна збільшить-
ся в окремі сезони: взимку та навесні на 0,5 - О.в’С,
влітку та восени на 0,3 - 0.9"С порівняно з існуючим
режимом температури в Україні. Зменшиться різни-
ця температури повітря між сезонами року. У цілому
за рік підвищення температури може бути інтен-
сивнішим. ніж підвищення температури у глобальній
кліматичній системі у 1.3 раза.
Атмосферні опади. У період 1900 - 2000 рр. річна
кількість опадів на території України змінювалась
нерівномірно. В окремих регіонах відмічалось збіль-
шення їх кількості, на 7 - 10 % (понад 40 мм) від
кліматологічної норми, на решті території - у межах
норми, або дешо зменшилась.
Взимку та влітку, порівняно з початком століття,
кількість опадів на більшій частині території не змі-
нилася, або зменшилася (на заході - на 10 - 20 мм,
сході та південному сході на 10 - 30 мм, у Криму —
на 20 - 30 мм). Незначне збільшення опадів спос-
терігається на південному заході та в центрі.
Неоднорідна картина змін опадів спостерігається і
у весняний сезон. На більшій частині території вес-
ною опади мають тенденцію до незначного збіль-
шення (до 20 мм), або залишаються без змін.
Восени, порівняно з початком століття, опади прак-
тично не змінилися, або дешо зменшились. Збільшен-
ня кількості опадів спостерігається лише у централь-
них районах правобережжя а також на півдні.
Характерні особливості динаміки річної та сезонної
кількості опадів у Києві наведено на рис. 5.4. 5.5.
Дослідження прихованих періодичних коливань змін
5. ЗМІНИ ТА КОЛИВАННЯ КЛІМАТУ. СЦЕНАРІЇ МОЖЛИВИХ ЗМІН ГЛОБАЛЬНОГО І РЕГІОНАЛЬНОГО КЛІМАТУ
317
250 -	ОСІНЬ
»	---|----|---1---1---І---1---1---1 і X, 1	1	1 І І-------А---1----1---І---1
|	| 8 | і В І і і § |
1 - п'ятирічні ковзні, 2 - тренд
Рис. 5.5. Зміна кількості опадів (мм) за окремі сезони. Київ
менше 80 % норми) були: 1909, 1922.
1949, 1959, 1963, 1975, 1983 рр. Віковий
мінімум опадів відмічався у 1975 р.
(Київ - 396 мм, або 40 % норми).
Зміни кількості опадів за п'ятиріччя
у другій половині XX ст. за природни-
ми зонами представлено на рис. 5.6. В
окремі п'ятиріччя (1966 - 1970 рр.,
1976 - 1980 рр.) річна кількість опадів
становить 120 % норми. Що стосуєть-
ся останніх років, то має місце збіль-
шення опадів, яке може спостеріга-
тись і у перші роки XXI ст.
У період максимального глобально-
го потепління клімату майже на всій
Україні (починаючи з 1975 р.) відмі-
чається зменшення амплітуди коли-
вання опадів з року в рік. Тобто режим
зволоження стабілізувався і знаходить-
ся у межах кліматологічної норми.
Зменшення амплітуди коливання
опадів відмічається в усі пори року, але
найпомітніше воно взимку і влітку. Не
дивлячись на цс. у межах місяця
мінливість опадів залишилася значною,
шо не зменшило існуючу ймовірність
випадання сильних .ютів за окрему
лобу. Про це свідчить характер синоп-
тичних процесів за останні роки.
Спільний аналіз даних глобальної
та регіональної температури за деся-
тиріччями. кількості опадів та частоти
сильних дощів дав можливість зроби-
ти наступний висновок: у період мак-
симального потепління глобального
клімату та потепління клімату Ук-
раїни (останні десятиріччя) спос-
терігається збільшення частоти знач-
них опадів — більше 20 мм/добу.
Частота опадів 30 - 50 мм та більше за добу залиши-
лась на тому ж рівні. Число днів з опадами 30, 50 мм
та більше за півдоби на більшій частині території теж
не змінилось, за винятком південних га південно-
східних. прибережних районів Чорного і Азовського
морів та Криму (ці райони стають небезпечними з
точки зору зсувів). Це зумовлено деякою ак-
тивізацією в останні десятиріччя південних циклонів
з Чорного моря та Середньодунайської низовини.
У майбутньому для клімату країни будуть харак-
терні погодні І кліматичні аномалії. За умов збере-
ження у найближчі два десятиріччя XXI ст. стану
глобального клімату на існуючому рівні, є всі підста-
ви припустити, що клімат України наслідуватиме ри-
си регіонального клімату другої половини XX ст.,
зберігаючи ймовірність стихійних явиш.
Зміни температурно-вологового режиму узгоджу-
ються зі змінами характеру циркуляції атмосфери в
Атлантико-Європейському регіоні, до якого відно-
ситься наша країна. Територія України більш ніж
раніше почала зазнавати впливу Атлантики. В ос-
таннє десятиріччя відбулося зміщення на схід (до 20")
кількості опадів показали наявність декількох основ-
них періодів. Причому їх тривалість на більшості
станцій приблизно однакова: 9 - 11. ІЗ - 14, 18 - 19,
21 - 22, 27 - 28 років 1149].
Значне співпадання тривалості періодів у змінах
опалів на станціях, розташованих на значній відстані
одна від одної, свідчить про загальні причини цих
змін, якими можуть бути багаторічні цикли у змінах
сонячної активності (11. 22 роки), вулканічної діяль-
ності, або коливань циркуляції атмосфери з періодом
близько 27 років, викликані іншими причинами.
Періоди змін опадів з названою вище тривалістю ви-
являються у результаті аналізу сезонних значень. Ці
дані відображають стан сучасного клімату. У XXI ст.
періодичність може порушитись, або навіть зникну-
ти з подальшим розвитком глобального потепління.
Слід відмітити, що особливо значні коливання кіль-
кості опадів відбувалися до 70-х років. Більше 120 %
норми опадів випало в 1905, 1906, 1916, 1922, 1932,
1933. 1937, 1947. 1960, 1966, 1968, 1970 рр. Максимум
опадів спостерігався у 1933 р. (Київ - 995 мм, 151 %
норми). З недостатнім режимом зволоження (опали
318
Рис. 5.6. Кількість опадів (мм) за окремі п’ятиріччя
(1891-1995 рр).
"центрів дії атмосфери" — Сибірського та Азорського
максимумів. Ці процеси зумовлюють позитивні ано-
малії температури повітря у холодний період року та
особливості режиму зволоження.
Отже позитивна тенденція змін температури
повітря в Україні у XX ст. зумовлена потеплінням
глобального клімату, яке особливо інтенсивно відбу-
лося за останні 20 - ЗО років XX ст. Це підтверд-
жується подібністю багаторічного ходу глобальної та
регіональної температури.
Взимку та навесні спростсрігається значне підви-
шення температури, а влітку - її зниження. Восени
температура залишається на рівні тієї, що була на
початку XX ст. Тенденція до потепління клімату збе-
реглася в останні десятиріччя XX ст.
В окремі сезони і за рік на значній частині тери-
торії у результаті глобального потепління відбулося
підвищення регіональної температури у 1,5 - 2,5 ра-
зи відносно глобальної. Якщо глобальна температура
за два-три майбутні десятиріччя підвищиться ще на
0,4 - 0,5’С, то регіональна - на 0,5 - 0.7"С порівняно
з існуючим режимом температури в Україні.
Загальною закономірністю зміни кількості опадів
залишається значне коливання з року в рік а також
велика мінливість на території. Кількість опадів на
більшій частині території збільшилася порівняно з
початком століття на 70 - 100 мм. шо перевищує нор-
му на 20 %. Взимку кількість опадів збільшилась на
20 - 50 мм за винятком західних областей, у період
1961 - 1970 рр. збільшення досягало 150 - 180 % від
середніх значень. Це десятиріччя визначило пози-
тивний тренд опадів у XX ст. В інші сезони на
більшій частині території опади мають тенденцію до
незначного збільшення, а в останнє десятиріччя XX
ст. їх кількість знаходиться у межах норми.
У період максимального потепління глобального
клімату га клімату в Україні (останнє десятиріччя) не
спостерігається збільшення частоти значних опадів (30,
50 мм та більше за добу) і сильних опадів (30, 50 мм та
більше за півдоби), за винятком південних та півден-
но-східних, прибережних районів та Криму, шо зу-
мовлено деякою активізацією за останні десятиріччя
південних циклонів з Чорного моря та Серелньоду-
найської низовини.
Експертні оцінки ВМО показали, шо у найближчі
десять років стан глобального клімату залишиться
приблизно на існуючому рівні, якщо врахувати захо-
ди щодо зниження парникових газів та природну
мінливість глобального клімату.
5.3.	СЦЕНАРІЇ МОЖЛИВИХ ЗМІН КЛІМАТУ
УКРАЇНИ У XXI СТ. (ПІД ВПЛИВОМ
ГЛОБАЛЬНОГО АНТРОПОГЕННОГО
ПОТЕПЛІННЯ)
5.3.1.	Сценарії очікуваних змін глобальної
температури повітря Землі
Сучасне потепління клімату характеризується нас-
тупними чітко вираженими особливостями:
•	практично лінійний тренд глобальної річної при-
земної температури (~0,5*С за 100 років);
•	квазіперіодичне коливання, на фоні лінійного
тренду глобальної температури, яке призвело до
різкою підвищення температури у 30-х роках та зни-
ження - у 60-х роках і сильного її зростання в остан-
ньому десятиріччі.
Вважають, шо сучасний лінійний тренд глобальної
температури спричинений, в основному, антропоген-
ним посиленням атмосферного парникового ефекту
внаслідок викидів, головним чином, вуглекислого га-
зу під час згорання викопного палива — кам’яного
вугілля, нафти, газу га меншою мірою, у результаті
інтенсивного виробництва цементу 133, 60, 170, 176,
239|. У доіндустріальну епоху, в середині XIX ст., за-
гальний вміст вуглекислого газу в атмосфері становив
285 ± 5 млн *. За останні роки його вміст в атмосфері
зріс на ~27 %. Розрахунки на основі глобальних ма-
тематичних кліматичних моделей підтверджують
обгрунтованість цієї гіпотези 1170, 239].
Установлено, що квазіперіодичне коливання за-
довільно апроксимується гармонічною хвилею з
амплітудою -0.1 Г'С і періодом '55 років (у [50] шля-
хом аналізу температурних радів, опублікованих у
|42, 44], отримано період коливання ~65 років).
Це дає підставу представити віковий хід глобальної
приземної температури повіїря Т(і) у вигляді супер-
позиції лінійного тренду /т і гармонічної хвилі х$:
Т(1) • То+АТ(0	(5 |)
АТ(1) = хт+Х$
де То — глобальна приземна темперазура планети
для умовно вибраного моменту часу 10 (у разі не-
обхідності у кожному конкретному випадку і0 визна-
чається додатково). У подальшому за І„ вибрано 1900 р.
5. ЗМІНИ ТА КОЛИВАННЯ КЛІМАТУ, СЦЕНАРІЇ МОЖЛИВИХ ЗМІН ГЛОБАЛЬНОГО І РЕГІОНАЛЬНОГО КЛІМАТУ
319
На основі аналізу сучасних тенденцій глобального
клімату можна показати |48]. шо
Хг=Гс(/-и Гс=0,5 10-2 аС! рік
ІЗ = -4; 8ІП
2л
, Л,—0-11 °С
(5.2)
т0 = 55 років.
Співставлений емпіричних даних з розрахованими
за формулами (5.1)-(5.2) для останніх 100 років
свідчить про задовільну узгодженість результатів
(рис. 5.7).
1 - інструментальні дані, 2 - лінійний тренд (~0,5“С за 100 років).
З апроксимація: лінійний тренд (~0,5°С за 100 років) ♦ гармонічна хвиля
(з амплітудою -0,11“С і періодом 55 років).
Рис. 5.7. Віковий хід аномалій річної глобальної температури (К)
Землі за 1885-1995 рр.
Фізична природа сучасного квазіперіодичного ко-
ливання температури (на фоні її лінійного тренду) до
цього часу не з'ясована. З фізичної точки зору най-
обгрунтованішими є наступні гіпотези про причини
його виникнення:
•	випадкове броунівське блукання земної кліматич-
ної системи, яке означає, що за останні 100 років прос-
то спостерігалась окрема випадкова реалізація темпера-
турного режиму нашої планети. Математичні моделі
броунівського процесу за відповідних умов
призводять до подібного результату;
•	немонотонна релаксація земної кліма-
тичної системи до нових умов нагрівання.
За загальною точкою зору, внаслідок існу-
вання у земній кліматичній системі відпо-
відних прямих і зворотних зв'язків, фор-
мування такого типу коливань температу-
ри можливе, але поки-шо ці зв'язки на-
стільки мало вивчені, що надійних резуль-
татів про їх роль у процесах релаксації
клімату планети до нових умов нагрівання
ще не отримано;
•	вулканічна діяльність (рис. 5.8), її рит-
мічність та вибуховість. Доведено, що вул-
кани під час вибухового виверження ви-
кидають у стратосферу велику кількість
сірчаних сполук. У результаті їх фізико-
хімічних перетворень утворюється стра-
тосферний сірчанокислий аерозоль, який призводить
до істотного збільшення планетарного альбедо.
К.Я. Вінников [42] вперше показав, шо цей механізм
може дійсно призводити до квазіперіодичних коли-
вань приземної температури, хоча питання прогнозу
коливань температурного режиму планети він пов-
ністю не розв'язує. Виникає нова, надзвичайно скла-
дна проблема - проблема фізичної природи і можли-
вості прогнозування ритмів вибухової вулканічної
діяльності на нашій планеті;
•	довгоперіодні (цикл Глайсберга, наприклад) рит-
ми сонячної активності. Такі ритми існують (рис. 5.9),
але до цього часу не встановлено, чи мо-
жуть вони призводити до настільки вира-
жених коливань сонячної постійної, щоб
можна було стверджувати про прямий
енергетичний вплив довгоперіодних рит-
мів сонячної активності на температурний
режим планети.
На рис. 5.8 наведено всі зафіксовані ви-
верження вулканів, у тому числі й такі, шо
супроводжувались інтенсивним вивержен-
ням газових сірчаних сполук у стратосфе-
ру. Тільки виверження останнього типу
представляють особливий інтерес для по-
яснення фізичної природи довгоперіодного
коливання глобальної приземної темпера-
тури за останні 100 років. Вулканічні вики-
ди у тропосферу а також пилові викиди у
стратосферу можуть знижувати приземну
температуру (до — Г'С) протягом 1 - 3 років,
тому шо вони дуже швидко виводяться з
атмосфери, особливо з тропосфери, шля-
хом седиментації або сухого і "вологового" вимивання.
Фізичні механізми впливу ритмів сонячної актив-
ності, період яких становить лише кілька десятків
років, на погодні та кліматичні процеси до цього ча-
су також надійно не встановлено. Різко виражені
цикли сонячної активності з періодом ~11 років, ви-
явлені шляхом статистичного аналізу динаміки чисел
Вольфа. можуть призводити тільки до коливань со-
нячної постійної, амплітуда якого досить мала.
1 - зафіксовані дані; 2 - віковий лінійний тренд (-14 вивержень за 100 років)
Рис. 5.8. Кількість зафіксованих вивержень вулканів на Землі за
1900 - 1977 рр.
320
1900	1910	1920	1930	1940	1950	1960	1970	1980	1990
1 - середні річні значення чисел Вольфа VI/ за цюріхським визначенням, 2 - плинне
усереднення за 11 -річним циклом, 3 - віковий лінійний тренд ('60 V/ за 100 років).
Рис. 5.9. Віковий хід сонячної активності (числа Вольфа ЇМ) за останні
100 років.
Це було підтверджено вимірюванням сонячної по-
стійної за допомогою космічних апаратів (176). Вия-
вилось, що амплітуда коливань сонячної постійної
протягом 11-річних циклів сонячної активності не
перевищує 0,10 - 0,15 %, що вказує на безпід-
ставність гіпотези щодо прямого енергетичного
впливу короткоперіодних циклів сонячної активності
на коливання глобальної температури планети. Про-
те такий вплив може мати і опосередковану фізичну
природу. Найширше обговорюються здебільшого дві
гіпотези впливу короткоперіодних ритмів сонячної
активності на кліматичні та погодні умови Землі:
•	"електромагнітна”, згідно з якою відповідно до
стану Сонця змінюються і космічні електромагнітні
поля Сонячної планетної системи, шо є надійно
встановленим емпіричним фактом, хоча не вивчено,
як модуляція електромагнітного поля навколо Землі
може впливати на кліматичні та погодні процеси;
•	"аерозольна", обгрунтована Є.П. Борисенковим,
за якою механізм можливого впливу ритмів сонячної
активності базується на припущенні, шо вміст аеро-
зольної складової верхньої атмосфери, а отже і пла-
нетарного альбедо залежить від активності Сонця.
Ритми сонячної активності, період яких переви-
щує сотні років, визначені як основний фізичний
механізм або індикатор вікових коливань температу-
ри планети за останнє тисячоліття, шо наочно демо-
нструє віковий хід температури на території Європи
і основних індикаторів активності Сонця за останнє
тисячоліття (рис. 5.10).
Вплив змін вмісту в атмосфері основних парнико-
вих газів на коливання приземної температури за ос-
таннє тисячоліття незначний, оскіїьки пі коливання
надзвичайно малі (рис. 5.11).
У сучасних дослідженнях тенденцій динаміки
кліматичних умов планети квазіперіодичне коливан-
ня відігравало роль "заважаючого" фактора і призво-
дило до дискусій щодо характеру змін клімату —
відбувається потепління чи похолодання. Дискусії
закінчились у середині 70-х років, коли висхідна
гілка цього коливання якісно
співпала з лінійним трендом
температури.
Роль "заважаючого" фактора
це коливання відіграє і у прогно-
зуванні змін клімату в близькому
майбутньому методом екстрапо-
ляції сучасних тенденцій (71].
Якшо буде зберігатись сучасна
тенденція, то у першій третині
XXI ст. слід очікувати деяку ста-
білізацію глобального клімату на
рівні останньої третини XX ст.,
незважаючи на можливе подаль-
ше антропогенне посилення гло-
бального парникового ефекту.
Аналіз та виявлення причин
сучасної динаміки глобального
клімату дозволяють розроблюва-
ти і будувати на основі прямої
екстраполяції співвідношень
(5.1)-(5.2) найбільш надійний сценарій можливих
змін глобальної приземної температури повітря пла-
нети для близького майбутнього (XXI ст.).
а - аномалії річної приземної температури (*С) (відхилення від
глобального рівня у 1875-1885 рр.); б - аномалії відносного
вмісту 14С у земній атмосфері (відхилення (14С]/[ 12С] від
рівня 1890 р.), у проміле; в - кількість полярних сяйв та
інтенсивних процесів плямоутворення на Сонці (неозброєним
оком) у країнах Сходу; г - кількість полярних сяйв,
зафіксованих з території України
Рис. 5.10. Віковий хід аномалій річної приземної
температури (°С) на території Європи та характеристик
сонячної активності за останнє тисячоліття.
5. ЗМІНИ ТА КОЛИВАННЯ КЛІМАТУ, СЦЕНАРІЇ МОЖЛИВИХ ЗМІН ГЛОБАЛЬНОГО І РЕГІОНАЛЬНОГО КЛІМАТУ
321
1 емпіричні дані за матеріалами аналізу бульбашок повітря,
законсервованих у льодових масах Гренландії та Антарктиди; 2 - середнє
значення співвідношення суміші вуглекислого газу (280 млн ') і
метану (728 млрд ') за 950 - 1800 рр.
Рис. 5.11. Віковий хід співвідношень суміші вуглекислого газу (млн') і
метану (млрд').
теплішими лише зими, а глобальний тем-
пературний режим літнього сезону прак-
тично не змінився. Цю особливість сучас-
ного потепління клімату наочно ілюструє
рис. 5.12, побудований на основі клімато-
логічного опрацювання інструментальних
даних, наведених у [42, 44. 711.
У [42, 44] використано лише результати
інструментальних спостережень на
декількох сотнях метеорологічних станцій
Північної півкулі, за винятком вузької ек-
ваторіальної зони, і не залучались побічні
дані для важкодоступних регіонів та аква-
торій морів і Океану. Ця обставина а та-
кож прийнята методологія згладжування
даних та інтерполяції на регіони, де
відсутня мережа метеорологічних станцій
зумовила те, шо отриманий ряд місячної
приземної температури дешо відрізняєть-
ся від стандартного, рекомендованого
ВМО для розгляду.
Аналіз опублікованих у роботі |42, 44|
даних дозволяє зробити висновок, то се-
зонний хід коефіцієнту' лінійного тренду
глобальної температури можна прнблиз-
5.3.2.	Сценарій сезонно-просторового
розподілу сучасного глобального
потепління клімату
Надзвичайно важливою особливістю сучасного по-
тепління є його різко виражений сезонний хід, який
характеризується сильним проявом у холодний
період року і незначним — у теплий. Можна стверд-
жувати, шо за останні 100 років стали, в основному.
но апроксимувати виразом:
де:
15 — зміщення фази сезонного ходу коефіцієнта
лінійного тренду, яке приблизно співпадає зі
зміщенням фази сезонного ходу глобальної призем-
ної температури;
і — час (у долях року, відраховується від початку
року);
Гс - коефіцієнт лінійного тренду середньої річної
глобальної температури ('0,5 "С за 100 років).
Таким чином, за умов глобального потепління
амплітуда загального сезонного ходу приземної тем-
ператури планети зменшується, тобто йде процес де-
континенталізації клімату Землі [25, 48, 51|.
Наступною важливою особливістю вікового ходу
аномалій приземної температури є їх різко вираже-
ний широтний розподіл. Сучасний широтний роз-
поділ приземної температури у Північній півкулі ап-
роксимується виразом Норса [247]:
Г^>та«р),	ТО«288К,
(5.4)
4\(<р) = 1-9,72 10*’Р2(х) - ЇДІ • 10 Р4(х). х = кішр.
де: Т/ф) - приземна температура повітря; <р ши-
рота; То — сучасна середня річна глобальна темпера-
тура планети; Ч'5(ф) — безрозмірна універсальна
напівемпірична функція; Рп(х) — поліноми Лежандра
від мпф :
Р2(х)=^х2 -1) Р4(х)= ' (з5х4-30х2 +з).
2.	о
322
Характер географічного розподілу потепління
клімату в Північній півкулі можна оцінити за допо-
могою напівемпіричного співвідношення |48, 50]:
Г(ф) = Гх(<р) + Т(ф )ДТ(і\ дг(0= Г6 (і -10)
(5.5)
У(ф) = 1 + 1.50Л (х) + 0.95 Г4(х),
де Ч'(ф) — безрозмірна універсальна функція. і0 —
умовний момент відліку часу.
Як видно з рис. 5.13, потепління різко посилюєть-
ся зі збільшенням широти (у полярних регіонах —
приблизно втричі).
1 - теоретична апроксимація використаних даних (ряд
Лежандра); 2 - палеоаналог оптимум голоцену (5.2 - 6.2 тис
років тому); 3 - палеоаналог микулинське міжльодовиків'я
(123 • 125 тис. років тому); 4 - палеоаналог оптимум пліоцену
(3,3 - 4,3 млн. років тому); 5 - розрахунки за математичною
кліматичною моделлю Брайана-Манабе; 6 - перенормована
для Північної півкулі модель Вінникова-Гройсмана.
Рис. 5.13. Широтний розподіл глобального потепління
у Північній півкулі в результаті посилення
атмосферного парникового ефекту.
Вибір форми зв’язку безрозмірної універсальної
функції Т(ф) від широти ф зумовлений характером
залежності сучасної зональної приземної температу-
ри від широти, сформованого синоптичними проце-
сами квазідифузійного типу. Зі зміною умов нагрі-
вання процеси такого ж типу повинні відігравати
домінуючу роль у формуванні нового температурно-
го поля, а тому апроксимацію для широтного роз-
поділу потепління доцільно було вибрати у вигляді
ряду за поліномами Лежандра (для задовільної ап-
роксимації даних у цьому випадку достатньо обме-
житись тільки декількома першими членами ряду).
Аналіз широтного розподілу потепління за окремі
сезони показує, що рівень потепління за умов фіксо-
ваного глобального підвищення (або зниження) тем-
ператури залежить від норми приземної температури
повітря. Цілком ймовірно, шо це проявляється не
тільки зі зміною сезонів або широтних зон у
Північній півкулі, а й з переходом до іншого геог-
рафічного регіону планети, який характеризується
певним термічним режимом. Основною рисою розг-
лянутого ефект)' є посилення рівня потепління дня
тих сезонів і тих географічних регіонів, де норма тем-
ператури приземного повітря нижча порівняно з
іншими сезонами і географічними регіонами.
Яка фізична природа ефекту сезонно-просторово-
го розподілу потепління клімату?
Основні парникові гази (за винятком водяної па-
ри) добре перемішані в атмосфері. їх прямий вплив
на приземний температурний режим планети пови-
нен мати однорідний та ізотропний характер. Це оз-
начає. шо причина просторового розподілу по-
тепління дешо інша. Оскільки інтенсивність по-
тепління тим вища, чим нижча норма приземної
температури, розглянутий ефект повинен бути пев-
ним чином пов'язаний:
•	з горизонтальним обміном тепла досліджуваного
географічного регіону з іншими регіонами планети у
результаті посилення меридіонального перенесення
в атмосфері або океанічними течіями;
•	з відповідними змінами вертикальної термічної
стійкості тропосфери;
•	зі змінами абсолютного вмісту водяної пари у
тропосфері (автоматичним посиленням атмосферно-
го парникового ефекту водяною парою, вміст якої у
тропосфері з ростом її температури підвищується за
експоненціальним законом відповідно до закону
Клапейрона-Клаузіуса). типом та інтенсивністю фа-
зових перетворень води у земній кліматичній сис-
темі. а також впливом характеру та площі сніго-льо-
дового покриву на планетарне альбедо Землі;
•	зі змінами в інтенсивності обміну тепла між ат-
мосферою і додатково відкритими ділянками Світо-
вого океану, звільненими від віковічного льодового
покриву (головним чином, арктичного).
Згадані механізми дійсно можуть призводити до
такого широтного розподілу глобального потепління,
яке спостерігалось за останні 100 років, але дифе-
ренційований кількісний аналіз їх ролі можливий
лише на основі аналізу відповідних глобальних мате-
матичних кліматичних моделей. Співвідношення
(5.3) і (5.5) можуть складати основу сценаріїв геог-
рафічного розподілу потепління клімату за окремі
сезони у Північній півкулі для заданих коефіцієнтів
лінійного зренду глобального потепління Гц.
5.3.3.	Сценарій очікуваних регіональних
змін температури повітря у XXI ст.
Широтний розподіл глобального потепління надає
проблемі реакції кліматичного поля приземної тем-
ператури України на глобальне потепління нет-
ривіальні наукові та практичні акценти. У |51| вста-
новлено наступні особливості трансформації кліма-
тичного поля приземної температури повітря за ос-
танні 100 років на території України:
•	вирівнювання поля середньої місячної приземної тем-
ператури. У тих регіонах і дія тих місяців, де приземна
5 ЗМІНИ ТА КОЛИВАННЯ КЛІМАТУ, СЦЕНАРІЇ МОЖЛИВИХ ЗМІН ГЛОБАЛЬНОГО І РЕГІОНАЛЬНОГО КЛІМАТУ
323
температура порівняно висока, вона практично не
змінилася, а де порівняно низька — підвищилась;
•	деконтинента-іізація клімату. Основною характе-
ристикою континентальності клімату є амплітуда се-
зонного ходу приземної температури. Аналіз інстру-
ментальних метеорологічних спостережень показав,
що амплітуда сезонного ходу (річної гармоніки) тем-
ператури приземного повітря зменшилась на - 0,4°С
(середня місячна норма амплітуди температури, при-
веденої до рівня моря, становить 12,6°С).
Значення коефіцієнта лінійного тренду метеоро-
логічних величин істотно залежать від вибраного для
їх оцінки періоду часу. Причини такої залежності до-
сить прості. По-перше, "розмитий"1 початок потеп-
ління клімату і, по-друге, додаткове довгоперіодне
коливання приземної температури (з періодом -55
років), яке могло спричинити такого ж типу коли-
вання й інших метеорологічних величин. З цих при-
чин у недалекому минуло.му серед кліматологів ви-
никали дискусії щодо темпів сучасного потепління
чи його існування. Результати досліджень різних
груп учених часто істотно відрізнялись, а в деяких
випадках взагалі не мали ніякого сенсу, бо для ста-
тистичного аналізу вибирались різні періоди часу,
причому не завжди репрезентативні.
Для оцінки коефіцієнта лінійного тренду метеороло-
гічних величин оптимальним є період 1900 - 1990 рр.
У разі вибору такого інтервалу часу можна уникну-
ти впливу "розмитого" початку потепління, провес-
ти оптимальне усереднення довгоперіодних коли-
вань і виключити останнє десятиріччя, яке ще пот-
ребує детального кліматологічного опрацювання.
Коефіцієнти лінійних гренлів метеорологічних вели-
чин розраховуються також для періоду 1900 - 1990 рр.,
але їх зручно нормувати на 100 років. Тому у по-
дальшому всі коефіцієнти лінійних трендів метео-
рологічних величин перераховано на умовні 100
років.
Для оцінювання коефіцієнтів лінійних трендів ви-
користано дані метеорологічних спостережень тих
метеорологічних станцій, які задовольняли умовам:
•	спостереження розпочато не пізніше 1900 р.;
•	загальне число пропусків за період 1900 - 1990 рр.
не перевищує 30 %.
Таких метеорологічних станцій на території Ук-
раїни виявилося від 20 до 26, залежно від природи
метеорологічних величин, що розглядаються. Транс-
формацію регіонального поля приземної температу-
ри відповідно до цих умов можна дослідити на ос-
нові метеорологічних спостережень на 22-х метеоро-
логічних станціях, зауважимо, що ці станції рівно-
мірно розташовані по території України, шо зв'язано
з історією формування мережі метеорологічних стан-
цій на території південно-західного регіону Російсь-
кої імперії (табл. 5.4).
Коефіцієнти лінійного тренду середньої місячної
приземної температури для періоду 1900 - 1990 рр.,
розраховано за методом найменших квадратів і нор-
мовано на 100 років, наведено у табл. 5.4. Коефіцієнт
лінійного тренду приземної температури для окре-
мих метеорологічних станцій у деяких випадках
Таблиця 5 4
Емпіричні коефіцієнти вікових лінійних трендів середньої
місячної приземної температури повітря
Станція	Географічні координати, град		Коефіцієнт лінійного тренду, 'С за 100 років			
	широта	довгота	1	IV	VII	X
Конотоп	51,23	33,20	-0.38	2,53	-0,91	0,25
Суми	50.90	34,77	-0.13	1,97	-0,24	0.26
Житомир	50,28	28.67	0,68	1.10	•0,61	0,31
Київ	50,42	30,53	0,30	2,12	0,50	0,98
Львів	49,80	24,07	-1,34	-0,79	-2,28	•0,36
Лубни	50,10	33.05	0,05	2,29	0,38	0.03
Полтава	49,60	34,53	0,47	2,11	-0,25	0,26
Харків	49,98	36,25	0,31	2,01	0,38	0,46
Тернопіль	49,75	25,62	0,39	1,13	-1,10	-0,03
Золотоноша	49,67	32,05	-0.31	1,65	-0,45	0,19
Умань	48,80	30,27	0,17	1.81	-0,20	-0,17
Старобільськ	49,28	38,92	1,42	3,13	-0,92	-0,37
Луганськ	48,53	39,33	0,74	1,86	-0,06	-0,16
Кіровоград	48,52	32.25	I-0.63	1.10	-1.06	-0,41
Дніпрове і ронськ	48,48	35.00	-0,30	0,96	-0,94	-0,96
Ужгород	48,60	22,23	I 0.03	1.74	0.08	•0.3
Чернівці	48,30	25,97	І 0,65	1,31	-0,41	0,28
Одеса	46,48	30,73	I 1.31	1,28	-0,62	-0,21
Миколаїв	46,97	32,02	| 0,94	1,36	•0,57	•0,56
Херсон	46,62	32,60	І 0,41	0,92	-1.21	-1,22
Сімферополь	44,93	34.13	0,71	1,52	0,75	-0,52
Феодосія	45,03	35,37	0,38	1,23	-0,40	-1,18
приймає або дуже високі значення, або дуже малі, у
тому числі і від’ємні (з високим абсолютним значен-
ням), що є, можливо, результатом певних похибок.
Таким чином, за недостатньої статистичної вибірки
можна дані шодо трансформації поля приземної тем-
ператури отримати зі значною похибкою. Для обгру-
нтованих висновків щодо характеру тенденцій у
трансформації поля приземної температури та ста-
тистично значимої оцінки параметрів, які описують
ці тенденції, необхідно використовувати досить скла-
дну технологію статистичного аналізу емпіричних да-
них. Однією з основних умов розробленої методики є:
•	статистична повнота вибірки;
•	використання відповідних математичних методів
для географічного згладжування емпіричних полів
кліматичних даних.
Дія літніх місяців коефіцієнт лінійного тренду
приземної температури дійсно може набувати і
від'ємних значень. Цей ефект особливо різко прояв-
ляється, якщо коефіцієнти лінійного тренду привес-
ти до рівня моря (рис. 5.14). Приведення до рівня
моря здійснено за методикою, яка базується на пред-
ставленні залежності метеорологічних показників від
географічних координат місцевості та висоти станцій
над рівнем моря у вигляді відповідних лінійних
функцій [26].
Сезонний хід середнього коефіцієнта лінійного
тренду середньої місячної приземної температури
повітря на території України задовільно описується
виразом:
324
Рис. 5.14. Сезонний хід коефіцієнта лінійного тренду приземної
температури повітря (°С за 100 років) в Україні, приведеного до
рівня моря (суцільна крива 1 - розрахунок за апроксимаційною
формулою (5.6)).
Іт {7'(/ )^ = 1+0,72 сохі 2п — + 1,158іп 2л — І -
-О.ЗОсо:
-0.42$іп|
де !ГП{Т(!)}5 — коефіцієнт лінійного тренду
середньої місячної приземної температури; Гп— ко-
ефіцієнт лінійного тренду середньої річної
приземної температури; та — тривалість року;
І — час, відрахований віл початку року в тих
же одиницях, що і т0.
Коефіцієнт лінійного тренду середньої
річної приземної температури Го на території
України, не приведений до рівня моря, приб-
лизно дорівнює 0,40“С за 100 років, тобто
практично збігається з його глобальним зна-
ченням (0,50"С за 100 років). Середня висота
над рівнем моря розглянутих метеорологічних
станцій -160 м, а середній вертикальний
градієнт коефіцієнта лінійного гренду при-
земної температури повітря становить —
0,1 Г*С за 100 років на 100 м висоти над рівнем
моря. Отже, приведений до рівня моря ко-
ефіцієнт лінійного тренду середньої річної
приземної температури на території України
буде дорівнювати 0,58 °С за 100 років.
Для побудови сценаріїв сезонно-геог-
рафічного розподілу очікуваних змін поля се-
редньої місячної приземної температури
повітря коефіцієнт лінійного гренду ІГП{Т(1)).Ч
доцільно також представити у вигляді:
ігп{Т(і)}3 = [1 -0,075(лгт{гР8,14)]Го.	(5.7)
де пгт{Т} — норма середньої місячної приземної
температури повітря.
Співставлений сучасних фактичних середніх міся-
чних значень ігп/Т}$ для розглянутої мережі метеоро-
логічних станцій з розрахованими за допомогою
співвідношення (5.7) наведено на рис.
5.15. Аналіз цього рисунку' приводить до
наступних висновків.
По-перше, спостерігається надзви-
чайно великий розкид (дисперсія) зна-
чень коефіцієнта лінійного тренду се-
редньої місячної приземної температу-
ри. Це означає, що для різних вибірок
можна отримати взаємовиключні вис-
новки: похолодання того ж рівня, шо і
потепління, а також і надзвичайно різке
потепління, яке буде майже вдвічі пере-
вищувати реальне. Отже, для відновлен-
ня реального вікового ходу приземної
температури необхідно забезпечити ста-
тистичну репрезентативність даних ме-
теорологічних спостережень, які вико-
ристовуються для кліматологічного
аналізу динаміки регіонального клімату.
По-друге, на фоні відзначеного різкого
розкиду даних чітко проявився ефект сезонно-геог-
рафічного вирівнювання поля приземної температу-
ри в Україні під впливом глобального потепління
[51]. За останні 100 років північні регіони потепліша-
ли у зимові місяці приблизно вдвічі більше від гло-
бального рівня, який збігається з середнім в Україні.
У південних регіонах середня місячна температура
літніх місяців майже не змінилась або навіть трохи
знизилась.
Рис. 5.15. Лінійна кореляція між коефіцієнтом лінійного тренду
середньої місячної температури повітря (°С за 100 років) та її
середньою місячною нормою (°С) на території України (суцільна
пряма - розрахунок за формулою (5.7)).
Виконаний аналіз свідчить, що співвідношення
(5.6) і (5.7) можуть складати основу сценаріїв сезон-
но-географічної динаміки термічного режиму Ук-
раїни у близькому майбутньому, спричиненої гло-
бальним потеплінням.
5. ЗМІНИ ТА КОЛИВАННЯ КЛІМАТУ, СЦЕНАРІЇ МОЖЛИВИХ ЗМІН ГЛОБАЛЬНОГО І РЕГІОНАЛЬНОГО КЛІМАТУ
325
5.3.4.	Сценарій очікуваних регіональних
змін інтенсивності атмосферних опадів у
XXI ст.
Одним з найважливіших екологічних наслідків
глобального потепління, який має високу соціально-
економічну значимість, є трансформація поля інтен-
сивності атмосферних опадів на планеті. Атмосферні
опади є основною складовою гідрологічного циклу
кругообігу прісної води на Землі. Як відомо, деякі ге-
ографічні регіони знаходяться у зоні недостатнього
зволоження (арідна зона), інші — у зоні надмірного
зволоження (гумідна зона). Південні регіони України
(особливо південно-східні області та Крим) відно-
сяться до зони недостатнього зволоження, а
північно-західні (Полісся) - до зони надмірного зво-
ложення. Аналіз трансформації поля інтенсивності
атмосферних опадів на території України під впли-
вом глобального потепління необхідно виконати на-
самперед у напрямі з'ясування того, чи погіршується
географічний розподіл атмосферних
опадів під впливом глобального по-
тепління, чи навпаки, він стає спри-
ятливішим для різних галузей еко-
номіки.
Проведене дослідження показало,
шо глобальне потепління до 1 - 2°С є
надзвичайно сприятливим для еко-
номіки країни, тому що воно вирівнює
поле річної кількості атмосферних
опадів на території України: у півден-
но-східних регіонах річна кількість
опадів підвищується на 10 - 15 %, а в
північно-західних — знижується на 5 -
10 %. Щоправда, дешо іншою була
місячна кількість опадів. Для тих
регіонів і місяців, для яких місячна
кількість атмосферних опадів не пе-
ревищувала 60 - 65 мм. вона знизи-
лась, а для тих регіонів і місяців, для
яких місячна кількість атмосферних
опадів перевищувала 60 - 65 мм, вона,
навпаки, у результаті глобального по-
тепління різко зросла.
Сучасна глобальна середня річна інтенсивність
опадів 4 становить -1 м/рік. Широтний розподіл зо-
нальної річної кількості атмосферних опадів у
Північній півкулі має досить гострий максимум у ек-
ваторіальній зоні, помітний мінімум - у поясі субт-
ропічних антициклонів та широкий, але не дуже
різко виражений максимум — у помірних широтах
(рис. 5.16).
Такий широтний розподіл зональної річної кіль-
кості атмосферних опадів має досить просте фізичне
пояснення. Гострий максимум в екваторіальній зоні
пов'язаний з так званою внутрішньотропічною зо-
ною конвергенції повітря, яка формується на
висхідній гілці "кільця Гадлея" - однієї з основних
ланок (так званих "коліс”) загальної циркуляції ат-
мосфери. Особливо наочно представлена внутрішнь-
олропічна зона конвергенції повітря на супутникових
фотознімках хмарного покриву Землі — у вигляді
практично суцільної смуги потужних хмар, що
оперізує земну кулю у теплий період року в широт-
ному поясі 5 - 15".
Пояс субтропічних антициклонів формується на
низхідній гілці "кільця Гадлея", де в основному пану-
ють низхідні рухи повітря у тропосфері. Саме вони є
причиною того, що незважаючи на досить великий
абсолютний вміст вологи в атмосфері, практично не
утворюються ні хмари, ні опади. Пояс субтропічних
антициклонів — це зона пустель. Основні пустелі
планети розташовані саме у цьому поясі. Північна
периферія поясу субтропічних антициклонів певною
мірою досягає південних регіонів України.
Циклони, атмосферні фронти, хмарні конвективні
утворення в умовах нестійкої термічної стратифікації
формують другий максимум у широтному розподілі
річної кількості опадів. Україна якраз в основному роз-
ташована у цій зоні активних синоптичних процесів.
У полярних регіонах інтенсивність опадів знову
10	15	20	25 ЗО 35	40	45	50	55	60	65	70
1 - середнє багаторічне значення; 2 - розрахунок за формулою (5.8) фактичних
значень зональної середньої річної температури повітря; 3 - розрахунок за
формулою (5 8) і модельними (за (5.4)) значеннями зональної середньої річної
температури повітря; 4 - можливе підвищення інтенсивності опадів за загального
потепління на 3,5“С (відносно середини XIX ст.) та інших рівних умовах
Рис. 5.16. Сучасний широтний розподіл зональної середньої річної
інтенсивності атмосферних опадів (м/рік) у Північній півкулі.
різко знижується. Це пов'язано з низьким абсолют-
ним вмістом вологи в атмосфері (у зв'язку з низькою
температурою повітря) і з пануванням низхідних
рухів повітря, бо полярні регіони розташовані н об-
ласті низхідної гілки так званого "кільця Ферреля" —
другої важливої ланки ("коліс") загальної циркуляції
атмосфери.
Наведену на рис. 5.16 великомасштабну широтну
структуру зонального поля річної кількості атмос-
ферних опадів можна задовільно описати таким
напівемпіричним співвідношенням |49|:
4=Щф )ю( Л- ^(ф)=। +аял[( 1 - ф/ф.Лп/д]. т - ТЛ	(5 8 >
ш( Л=т‘ (ут - 1 )ехр[-у(т - 1)]. V - 0,5(/?„ ’-Я,)В7',л2О.О,
де 4 — сучасна зональна річна кількість атмосфер-
них опадів; Іо, <р0, а і д — емпіричні константи;
326
<р — широта; Т() — сучасна глобальна температура
приземного повітря (288 К); Т - зональна темпера-
тура приземного повітря; В — газова стала для водя-
ної пари; — теплота випаровування води (льо-
ду).
Шляхом аналізу сучасного широтного розподілу
зональної річної кількості атмосферних опалів у
Північній півкулі для емпіричних констант співвід-
ношення (5.8) отримано наступні оцінки:
/„«0,055 м/рік, <р,з=5 град, широти, а«0,5, д»7,2. (5.9)
Найістотнішим фактором, який може призвести
до трансформації поля атмосферних опадів планети
у близькому майбутньому, є просторово-часове ко-
ливання вмісту вологи у тропосфері, спровоковане
змінами приземного температурного режиму. Вішив
цього фактору описується безрозмірною функцією
аЯТ). За умов формування широтного розподілу
інтенсивності атмосферних опадів тільки під впли-
вом цього фактору інтенсивність атмосферних
опадів монотонно знижувалася б з широтою (від ек-
ватора до полюса), відповідно до загального зни-
ження зональної температури повітря. Ніякого мак-
симуму в помірних широтах не спостерігалось би. За
немонотонний характер широтного розподілу інтен-
сивності атмосферних опадів відповідальний другий
істотний фізичний механізм його формування —
особливості загальної циркуляції земної атмосфери.
Вплив загальної циркуляції атмосфери на широтний
розподіл інтенсивності атмосферних опадів у
співвідношенні (5.8) описується безрозмірною фун-
кцією £(ф).
Припускаючи, шо в умовах глобального по-
тепління загальна циркуляція атмосфери та Світово-
го океану практично не змінюється, тобто функція
£(<р) залишається незмінною, на основі співвідно-
шення (5.8) отримуємо, шо для коливань глобальної
температури приземного повітря з амплітудою ДТзо-
нальна річна кількість атмосферних опадів повинна
синхронно змінюватись на величину Д/л, яка приб-
лизно дорівнює:
А/г~ (ут - 3) Ір ЬТ/Т	(5.10)
На рис. 5.16 наведено оцінку підвищення зональної
середньої річної інтенсивності атмосферних опадів у
Північній півкулі для середнього річного глобального
потепління на ДТ -3,5 "С, яке очікують наприкінці
XXI ст. або у першій половині XXII ст., якщо не бу-
де вжито відповідних заходів шодо стабілізації антро-
погенних викидів у атмосферу основних парникових
газів (вуглекислого газу, метану, закису азоту тошо).
У розрахунках було використано напівемпірнчну мо-
дель широтного розподілу потепління клімату в
Північній півкулі, яка наведена у п. 5.2.2.
Щоправда, проблема реакції поля атмосферних
опадів на антропогенне забруднення довкілля і гло-
бальне потепління, особливо дія окремих фізико-ге-
ографічних регіонів планети, таким спрощеним
підходом не вирішується, оскільки істотну роль у
формуванні атмосферних опадів можуть відігравати
також інші фактори, пов’язані або з глобальним по-
теплінням, або з іншого типу антропогенним впли-
вом на синоптичні процеси.
Впливом індустріальної діяльності людства на
мікрофізичні процеси формування хмар та опадів
(конденсацію водяної пари, льодоутворення, коагу-
ляцію) можна знехтувати. З фізичної точки зору ці
процеси взагалі не можуть відігравати істотної
лімітуючої ролі в утворенні опадів. Земна тропосфе-
ра надзвичайно багата природними ядрами конден-
сації та ядрами льодоутворення. Аналіз великої кіль-
кості експериментів з активних впливів на погодні
процеси, проведений вченими у різних країнах, по-
казав, що штучне введення у переохолоджені шари
хмар досить великої кількості додаткових зародків
мікрокристалів льоду підвищує в окремих фізико-ге-
ографічних регіонах загальну інтенсивність опадів
лише на 10 - 20 % (виші оцінки не вважаються ста-
тистично значущими).
Процеси взаємної коагуляції крапель хмар
(гравітаційної, електричної, турбулентної тошо) та
захоплення хмарних крапель частинками опалів є
надзвичайно стійкими відносно можливого рівня ти-
пового антропогенного забруднення тропосфери, а
метеорологічну значимість ідеї шодо лімітуючої ролі
поверхнево-активних речовин у процесах конден-
сації водяної пари на краплях хмар натурні експери-
менти не підтвердили.
Досить велику частину земної поверхні займають
морські акваторії, випаровування води з яких прак-
тично 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 пе-
реміщуються углиб континентів (ефект циркумкон-
тинентальності поля опадів) або розвиваються про-
цеси з катастрофічно високим рівнем інтенсивності
опадів (катастрофічні зливи тошо).
Найважливішим чинником у процесах формуван-
ня опадів для фіксованого поля градієнтів темпера-
тури є інтенсивність циркуляції атмосферних
повітряних мас, вплив якої на широтний розподіл
середньої річної зональної інтенсивності опадів у
співвідношенні (5.8) описується функцією £(<р). Цей
фактор є вирішальним у формуванні максимуму
інтенсивності опадів у помірних широтах.
Ефект циркумконтинентальності поля опадів,
особливості циркуляції атмосфери та вплив різних
місцевих факторів якраз і спричинюють різке загаль-
не зниження середньої річної інтенсивності опалів
на території України. Середня річна кількість атмос-
ферних опадів в Україні дорівнює -580 - 600 мм/рік,
шо на 1/3 менше від середнього рівня для цього ши-
ротного поясу значення.
Коефіцієнт лінійного тренду річної кількості
опадів за період 1900 - 1990 рр., нормований на 100
років, позначимо через	де <р і Л —
відповідно широта і довгота місцевості. Геог-
рафічний розподіл коефіцієнта лінійного тренду
5. ЗМІНИ ТА КОЛИВАННЯ КЛІМАТУ, СЦЕНАРІЇ МОЖЛИВИХ ЗМІН ГЛОБАЛЬНОГО І РЕГІОНАЛЬНОГО КЛІМАТУ
327
іт{Ір(у,к)І задовільно описується співвідношенням:
/гЛ|7/ф.к)} =[ 1 +у, ф/ір„ + у2 ААо] Г„
/о* 7,4 мм/рік за 100років, у/= 1,27, у? =0,26 (5.11)
Фо=50°, Хл=30°.
Зіставлення оцінок іт{Ір(у,Х)), отриманих за фак-
тичними даними, з розрахованими за співвідношен-
ням (5.11) наведено на рис. 5.17.
1 - фактичні коефіцієнти лінійного тренду річної кількості опадів; 2 - розраховані
коефіцієнти лінійного тренду річної кількості опадів за формулою (5.11).
Рис. 5.17. Зіставлення коефіцієнтів лінійного тренду річної кількості
опадів на метеорологічних станціях України (1900-1990рр.) з
розрахунком за співвідношенням (5.11).
Ефект вирівнювання річної кількості опадів в умо-
вах глобального потепління наочно демонструє коре-
ляційне співвідношення між іт(Ір(у,л.)} і пгт{І^^,к)}-.
= 14.5 - 0,35[лгт{/р(фД)} - 580], (5.12)
де глч//уф,А>/ - у мм/рік за 100 років, пгт!ір(у,к)}
- у мм/рік.
Порівняння фактичних оцінок іт{Ір(^,Х)} з розра-
хованими за співвідношенням (5.12) наведено на
Рис. 5.18. Лінійна кореляція між коефіцієнтом лінійного тренду середньої
річної інтенсивності атмосферних опадів та її середньою річною нормою
рис. 5.18, з якого видно, шо основна тенденція транс-
формації кліматичного поля річної кількості опадів є
статистично значимою.
Отже, за останні 100 років у тих регіонах, де річна
кількість опадів була малою (південно-східні області,
тобто зона недостатнього зволоження), вона істотно
збільшилася, а там де вона була відносно високою
(північно-західні області, тобто зона надмірного зво-
ложення) — знизилася.
Установлений ефект трансфор-
мації поля річної кількості опадів в
Україні під впливом глобального по-
тепління є настільки соціально зна-
чимим, шо необхідно було знайти
додаткове його підтвердження.
Найнадійнішим додатковим
підтвердженням цього ефекту мо-
жуть бути результати аналізу транс-
формації поля річної кількості
опадів у минулому для тих епох, ко-
ли спостерігалось близького рівня
глобальне потепління, причому та-
кож пов’язане з посиленням атмос-
ферного парникового ефекту. У
зв’язку з цим розглянемо, як зміню-
валось на території України поле
річної кількості опадів в епоху опти-
муму голоцену, використавши
опубліковані кліматичні палеорекон-
струкції.
В останні десятиріччя кліматичні
палеореконструкції широко вико-
ристовуються для побудови регіональних сценаріїв
змін клімату (у вигляді допоміжних даних) |31,33, 52,
60]. Припускають, що у далекому минулому в історії
Землі вже виникали умови, з певним наближенням,
аналогічні до тих. які можуть скластися на Землі у
близькому майбутньому в результаті антропогенного
потепління.
Найпривабливішими для побудови сценаріїв
регіональних змін клімату в наступні 50 - 150 років
вважають такі палеоаналоги [31, 33]:
•	оптимум голоцену (5,3 - 6.2 тис.
років тому), ДТ - 1“С;
•	микулинськс міжльодовиків'я
(123 - 125 тис. років тому), ДТ - 2*С;
•	оптимум пліоцену (3,3 - 4,3 млн.
років тому), ДТ - 3,5*С.
Тут ДТ — відхилення річної глобаль-
ної температури цих епох від її рівня у
другій половині XIX ст.
Необхідною умовою правильного
вибору палеоаналогу є відповідність
основної причини глобального по-
тепління — посилення парникового
ефекту, причому не має значення, які
обставини привели до збільшення вмі-
сту парникових газів у атмосфері.
Оптимум пліоцену цій умові відповідає
— потепління в ту епоху було результа-
том природного збільшення вмісту
328
вуглекислого газу в атмосфері (приблизно в 2 - 2,5 ра-
зи) (33]. Ситуація, аналогічна оптимуму пліоцену, при
темпах забруднення атмосфери парниковими газами,
які мають місце у сучасну епоху буде реалізована, мо-
жливо, лише через 150 - 200 років. Для найближчих
десятиріч більше підходять перші два палеоаналоги,
але те, шо коливання клімату за останні кілька міль-
йонів років досить тісно корелюють також з віковими
варіаціями елементів земної орбіти (зеорія Міланко-
вича) [159. 176. 249]. спричинює певні труднощі під
час безпосередньою використовування їхніх характе-
ристик для аналізу змін сучасного клімату.
Вікові варіації земної орбіти практично не зміню-
ють загальну кількість енергії сонячного випроміню-
вання, яке отримує Земля протягом року, але при-
зводять до значимих змін широтного та сезонного
розподілу інсоляції з різними періодами часу, від 104
до 10' років. Ці зміни можуть досягати на деяких ши-
ротах для певних сезонів -10 % (176]. Сезонно-ши-
ротний розподіл аномалій температури планети в
умовах загального потепління або похолодання,
спричинений іншими фізичними механізмами, мав і
може мати зовсім інший характер, ніж той, що
пов’язаний з посиленням або зменшенням впливу
парникового ефекту. Це основний аргумент критики
можливості використання теплих епох плейстоцену
(у тому числі микулинського міжльодовиків* я і опти-
муму голоцену) як палеоаналогів. Проте хімічний
аналіз повітря, законсервованого у полярних льодо-
вих масах (гренландських і антарктичних), показує,
шо за останні 400 тис. років коливання температури
супроводжуватись тісно скорельованими з ними ко-
ливаннями концентрації вуглекислого газу і метану
1132]. Причина цих коливань
до цього часу не з'ясована,
але сам факт надійно вста-
новлено. Розрахунки показу-
ють, шо зміни вмісту цих
парникових газів і призводи-
ли до коливань температури,
а сезонно-широтний перероз-
поділ інсоляції майже не міг
істотно змінювати темпера-
турний режим Землі. Отже,
"пусковим" механізмом у
формуванні теплих епох за
останні кілька мільйонів
років були дійсно сезонно-
широтні коливання інсоляції,
викликані квазіперіодичними
змінами елементів земної
орбіти, але кліматичні ефекти
формувались або просто різко
посилювались синхронними
коливаннями (з невідомих
причин) вмісту в атмосфері
парникових газів СО2 і СН4 а
також, можливії, інших пар-
никових газів (про що поки
шо не отримано надійних
емпіричних даних). Все це
наводить на думку, шо теплі епохи, які виникали в
історії Землі, принаймні за останні кілька мільйонів
років, можна використовувати все-таки як кліма-
тичні палеоаналоги при побудові сценаріїв транс-
формації регіональних кліматичних умов України у
близькому майбутньому під впливом глобального по-
тепління, спричиненого антропогенним посиленням
атмосферного парникового ефекту.
Порівняння географічного розподілу аномалій нор-
ми річної кількості опадів у епоху оптимуму' голоце-
ну і коефіцієнта лінійного тренду річної кількості
опадів за останні 100 років наведено на рис. 5.19 і
підтверджує висновок, що глобальне потепління
клімату дійсно спричинює ефект просторового вирів-
нювання поля річної кількості опадів на території Ук-
раїни зі зменшенням річної кількості опадів у північно-
західних регіонах країни та підвищенням — у південно-
східних.
Цей ефект має властивість "насичення" і в умовах
глобального потепління (більшого ніж на 2 - 3“С)
уже проявлятися не буде, про що певною мірою
свідчить аналіз трансформації поля опадів на тери-
торії України в епохи микулинського міжльодо-
виків’я та оптимуму пліоцену, для яких глобальне
потепління клімату досягало кількох градусів. Мож-
ливість "насичення" ефекту просторового вирівню-
вання поля річної кількості опадів різко знижує
ефективність методів теорії подібності у побудові
сценаріїв можливих кліматичних змін для май-
бутнього періоду, який перевищує 100 - 150 років.
Щодо близького майбутнього (наступні -100 років)
проведені дослідження показують, що з досить ви-
сокою надійністю можна використати лінійну
м	а	я	зв
довгота, град
а Ізолінії ковфіціситв лінійного гранду для 1900 1990 рр ( 0.5, 0,0 5) мм/рі» іа 100
років; б ізолінії аномалій імчиоі кілілоет) опддіа ппп іинимуму голоцпну ( М). 0, 50) мм
Рис. 5.19 Вікона трансформація кліматичного поля річної кількості опадів ітл те
риторіі України 3 північного шкоду на гПнденниИ схід (1 -+3).
5 ЗМІНИ ТА КОЛИВАННЯ КЛІМАТУ, СЦЕНАРІЇ МОЖЛИВИХ ЗМІН ГЛОБАЛЬНОГО І РЕГІОНАЛЬНОГО КЛІМАТУ
329
інтерполяцію між сучасною епохою і епохою опти-
муму голоцену.
Коефіцієнт лінійного тренду середньої місячної
кількості атмосферних опадів, розрахований для
періоду 1900 - 1990 рр. і нормований на 100 років,
позначимо через ігп(Рт). Коефіцієнти лінійних
трендів ігп{Рт), розраховані за результатами безпосе-
редніх вимірювань на метеорологічних станціях Ук-
раїни, наведено у табл. 5.5.
На рис. 5.20 наведено кореляційну залежність ко-
ефіцієнтів лінійного тренду середньої місячної інтен-
сивності атмосферних опадів на метеорологічних
станціях, розрахованих за період 1900 - 1990 рр., від
середньої місячної інтенсивності атмосферних опадів
за цей період. Аналіз цього рисунку призводить до
висновку щодо існування на території України ефек-
ту немонотонної трансформації поля середньої місячної
інтенсивності атмосферних опадів під впливом гло-
бального поте тління [25].
Ефект вирівнювання поля середньої місячної
кількості атмосферних опадів, який повсюди в
Україні мав місце за останні 100 років для річної
кількості опадів, спостерігався тільки дія тих
місяців га регіонів, у яких місячна норма була
нижчою, ніж ~65 мм/міс. Для тих же місяців та
регіонів, у яких місячна норма опадів перевищувала
-65 мм/міс, відбулося значне підвищення середньої
місячної кількості опадів.
Отримані результати щодо трансформації поля
інтенсивності атмосферних опадів можна екстрапо-
лювати на близьке майбутнє, поки глобальне по-
тепління не буде більшим за -2 °С.
Найважливішим фактором, який істотно впливає
на процеси формування атмосферних опадів при
фіксованому полі градієнтів температур, є інтен-
Середня місячна інтенсивність атмосферних опадів.мм/дб
1 - апроксимація методом найменших квадратів, 2 - коефіцієнт лінійного тренду,
усереднений для інтервалів місячних норм інтенсивності опадів, шириною 0.25 мм/дб.
Рис. 5.20. Кореляція коефіцієнта лінійного тренду середньої місячної
інтенсивності атмосферних опадів з її середнім місячним значенням на
території України (1900 -1990 рр ).
Таблиця 5.5
Емпіричні коефіцієнти вікових лінійних трендів середньої
місячної інтенсивності атмосферних опадів
Станція	Географічні координати, град		Коефіцієнт ЛІНІЙНОГО тренду, мм/доба за 100 років 			—-—					
	широта	довгота		IV	VII	X
Семенівка	52,18	32,58	0.43	-0,66	0,60	-0,82
Конотоп	51,23	33,20	0,16	-0,29	0,53	-0,60
Ковель	51,23	24,57	0,05	-0,31	0,01	-0,31
Житомир	50,28	28,67	-0,16	-0,28	0,31	-0,38
Київ	50,42	30,53	0,05	-0.35	-0,03	-0,50
Львів	49,80	24,07	0,23	-0.02	0,09	-0,14
Шепетівка	50,23	27,08	0,69	0,65	0,40	-0,52
Лубни	50,10	33,05	0,27	0,13	0,53	-0,38
Полтава	49,60	34,53	0,76	0,10	-0,13	-0,01
Тернопіль	49,75	25,62	-0,22	-0,44	-0,67	-1,33
Золотоноша	49,67	32,05	0,64	-0,09	-0,04	-0,33
Умань	48,80	30,27	0,66	0,24	0,71	-0,46
Старобільськ	49.28	38,92	0,97	-0,04	0,05	-0,49
Вінниця	49,25	28.50	С 38	0,61	0,16	-0,49
Івано- Франківськ	48,92	24,72	0,12	0,29	-0,77	-0,63
Кіровоград	48,52	32,25	-0,09	0,00	0,08	-0,63
Дії рЛВфОЯСЬК	48,48	35,00	0,53	0,14	0,07	•0,32
Ужгород	48,60	22,23	-0,03	-0,70	0,06	-1,06
Чернівці	48,30	25,97	-0,13	-0,53	-0,38	-1,10
Роздільна	46,90	30,08	0,65	0,63	1,77	-1,03
Одеса	46,48	30,73	0,60	0,21	0,60	-0,52
Миколаїв	46,97	32,02	0,31	-0,04	0,35	-0,81
Херсон	46,62	32,60	0,27	0,47	0,42	-0,21
Сімферополь	44,93	34,13	0,10	-0,14	-1,28	-0.26
Феодосія	45,03	35,37	0,36	0,31	-0,28	0,26
сивність циркуляції повітряних мас. Коректне враху-
вання у математичних моделях впливу циркуляції
повітряних мас на процеси хмаро- і опадоутворення
є досить складним завданням. Ще
складнішою є проблема математично-
го моделювання впливу порівняно
невеликого глобального потепління
нижніх шарів атмосфери (на декілька
градусів) на трансформацію структури
загальної циркуляції атмосфери. Най-
катастрофічнішим для України може
бути зсув у помірні широти північної
периферії поясу субтропічних анти-
циклонів [52], викликаний глобаль-
ним потеплінням, оскільки це може
призвести до незворотного процесу
спустелювання південних регіонів
країни. Такий катастрофічний ефект
для економіки України можна очіку-
вати лише тоді, коли глобальне по-
тепління перейде рівень у 2,5 - 5,(УС,
тобто, при збереженні його сучасних
темпів, — більше ніж через 500 років.
Наведені результати можуть склас-
ти наукову основу для побудови сце-
наріїв можливої трансформації кліма-
тичного поля атмосферних опадів на
території України у XXI ст. (у разі по-
дальшого глобального потепління).
330
6. КЛІМАТ УКРАЇНИ
В ОСНОВНИХ КЛІМАТИЧНИХ
КЛАСИФІКАЦІЯХ
Для повного і об'єктивного уявлення про особли-
вості клімату України необхідно визначити його
місце у системі основних загальнокліматичних кла-
сифікацій.
Мета класифікації — складання алгоритму систе-
матизації кліматологічної інформації для видалення
регіонів, шо характеризуються спільними особливос-
тями просторово-часового розподілу окремих метео-
рологічних величин, їх частоти, інтенсивності, три-
валості а також погодження клімату з усім комплек-
сом природних умов.
Апріорі виділення кліматичних зон проводиться
візуально згідно із загальними уявленнями про
внутрішню структуру і динаміку метеорологічної ве-
личини. Водночас воно повинно грунтуватися на
стаціонарній основі, не залежній від часу. Такою
постійною ознакою можна вважати підстильну пове-
рхню. тому шо інші кліматоутворювальні фактори не
стійкі у часі.
Розроблено багато видів класифікацій, які відрізня-
ються між собою залежно від вимоги, поставлених
завдань і методів їх вирішення а також критеріїв, шо
характеризують генетичний зв'язок показників кліма-
ту з природними комплексами.
Існує два основні типи класифікації. Перший —
генетична класифікація, коли визначають територію
згідно з типом циркуляції атмосфери і її взаємодії з
підстильною поверхнею; другий — геоботанічна кла-
сифікація, коли територію виділяють за однорідним
кліматологічним показником і пов'язаними з ним
фізико-географічними зонами.
Серед геоботанічних класифікацій найбільш зна-
на класифікація Кеппена, в якій межі ботанічних
зон і областей визначаються середньою місячною
(найхолоднішого і найтеплішого місяця) і річною
температурою повітря та кількістю опалів з ураху-
ванням розповсюдження рослин. За цією кла-
сифікацією виділяють п’ять кліматичних зон.
Клімат України згідно з нею відносять до зони бо-
реального клімату з чітко вираженими зимою і
літом, достатнім і рівномірним зволоженням, що
відповідає клімату листяних лісів.
За ландшафтно-ботанічною класифікацією Л.С.Бер-
га клімат України належить до клімату листяних лісів
помірної зони або клімату дубових лісів (сюди ж вклю-
чають Лісостеп і Степ). Для неї характерна зміна тем-
ператури повітря від 10 до 20“С протягом чотирьох
місяців теплого періоду і переважання літньої кіль-
кості опадів, що цілком відповідає кліматичним умо-
вам України.
О.І.Воєйков вважав, шо ріки — продукт клімату.
Він розробив гідрологічну класифікацію, яка ґрунту-
валась на зв'язку режиму і живлення річок з кліма-
том. Клімат України за цією класифікацією можна
віднести до такого типу, де повінь на річках відбу-
вається внаслідок танення снігу навесні або на по-
чатку літа, причому значну частину води ріки отри-
мують від атмосферних опадів (дошів).
Класифікація В.В.Докучаєва базується на факторах,
що визначають формування грунту з урахуванням зо-
нальності та кількісних характеристик клімату
(співвідношення опадів і випаровування). Територія
України знаходиться у перехідній зоні між лісовою і
степовою, де переважають чорноземи, листяні ліси з
добре розвинутим підліском і багатою трав'яною рос-
линністю та континентальним кліматом.
Найбільше поширення у кліматології має генетич-
на класифікація Б.П. Алісова, в основу якої покладе-
но поділ території на кліматичні зони відповідно до
загальної циркуляції атмосфери. Межі кожної зони
визначено згідно з переважанням протягом року
повітряних мас певного типу.
Кліматичне районування території України проведе-
но згідно з класифікацією Б.П.Айсова, за якою країна
розмішена, в основному, у кліматичній зоні
помірних широт, що займає всю рівнинну частину,
Українські Карпати і Кримські гори. Тут протягом
року переважають повітряні маси помірних широт,
які є наслідком трансформації як океанічного, так і
континентального повітря.
У кліматичних зонах виділяють області з урахуван-
ням типу грунтово-рослинного покриву. Рівнинна
частина території України розташована у межах двох
кліматичних областей.
6. КЛІМАТ УКРАЇНИ В ОСНОВНИХ КЛІМАТИЧНИХ КЛАСИФІКАЦІЯХ
331
До області лісового атлантико-континентаїьного
клімату відносять провінцію Полісся і Лісостеп. Тут
переважає перенесення повітряних мас з Атлантич-
ного океану, шо поступово трансформується у
помірно-континентальне.
У степову атлантико-континентальну область клі-
мату входить Степ і степова частина Криму. Клімат
цієї області відрізняється найбільшою континсн-
тальністю і посушливістю.
Кліматичні області мають широтну спрямованість,
але під впливом циркуляції атмосфери у їх межах
спостерігаються відмінності у кількісних показниках
метеорологічних величин. Через це в областях
виділяють ше й кліматичні райони, пов'язані з фізи-
ко-географічними особливостями території.
Українські Карпати і Кримські гори визначаються
своєрідними кліматичними умовами, зумовленими
вертикальною поясністю, орографічними особливос-
тями схилів різної крутизни та експозиції, значною
протяжністю, місцевою циркуляцією атмосфери.
В Українських Карпатах клімат змінюється від
м'якого передгірного до клімату альпійських луків.
Тут особливо виділяється Закарпатська низовина, за-
хищена з півночі і північного сходу гірськими пасма-
ми Українських Карпат, де часті переміщення пів-
денних циклонів приносять у цей район велику кіль-
кість тепла і вологи.
У Кримських горах представлено варіанти лісово-
го атлантико-континентального клімату', на високо-
гірних ділянках - клімат гірських луків. На схилах
південної орієнтації, спрямованих до моря, чітко про-
являється його вплив, особливо у розподілі кількості
опадів а також у виникненні фенів (вітрів, шо дмуть
з гір).
Вузькій смузі узбережжях Азовського і Чорного
морів (до межі поширення бризу) властивий при-
морський клімат.
Південний берег Криму характеризується рисами се-
редземноморського клімату. Тут тепла волога зима,
сонячне жарке посушливе літо і тривала тепла осінь.
Загал ьнокліматична класифікація доповнюється
кліматичним районуванням, шо виконується для
конкретної прикладної мети.
Кліматологічне районування - складний процес,
що потребує врахування значної кількості показ-
ників, які б об'єктивно характеризували поле метео-
рологічної величини. Вибір показників залежить від
фізичної природи, генетики, структури, динаміки
метеорологічної величини. Необхідно також врахо-
вувати особливості підстильної поверхні і циркуляції
атмосфери. Залежно від цих умов кожна метеоро-
логічна величина і атмосферне явище мають свої
особливості просторово-часового розподілу, частоту,
повторюваність, інтенсивність, мінливість і т. ін.
Виходячи з цих положень, єдине районування Ук-
раїни, яке б відображало загальні для всіх метеоро-
логічних величин і атмосферних явиш зако-
номірності, виконати неможливо, тому в монографії
районування проведено для окремих метеоро-
логічних величин, атмосферних явищ і наведено у
відповідних розділах.
Основні кліматологічні характеристики метеоро-
логічних величин природних зон та регіонів України
представлено у табл. 6.1.
Таблиця 6.1
Кліматологічні показники (характеристики) за природними зонами та регіонами
Природна зона, регіон		Середня температура повітря, С				Абсолютний мінімум тем-	ператури повітря, *С	Абсолютний максимум температури повітря, С		Тривалість	исдмиуидпиі о періоду, дні	;ість і, мм. к		Число днів 3 опадами 2 0,1мм		Число ДНІВ 3 вологістю 5 30%		Число днів зі сніговим	покривом
		січень		липень								її * с с	*						
		від	ДО	від		. ВІД	до	від	ДО	від	до	від	до	від	ДО	від	ДО	від 1	до
ПОМІРНА КЛІМАТИЧНА ЗОНА ЛІСОВА АТЛАНТИКО - КОНТИНЕНТАЛЬНА ОБЛАСТЬ																			
Мішаних лісів	західна	-6	-5	18	18	-39	-33	36	38	150	170	570	650	150	180	4	22	70	85
	центральна	-7	-6	18	19	-37	-33	35	40	150	190	600	680	155	170	9	21	80	100
	східна	-8	-7	18	19	40	-36	36	39	150	160	600	720	150	170	14	18	100	120
Широколистяних лісів і лісостепова	західна	-6	-4	17	19	-36	-31	35	39	160	180	560	740	150	180	3	19	75	100
	цйнральна	-6	-4	18	20	41	-31	35	40	160	190	510	650	130	160	12	35	70	90
	східна	-6	6	19	21	-40	-33	35	40	150	190	510	640	130	160	13	38	80	100
Українські Карпати		-7	-4	11	18	-39	-27	26	37	120	180	760	1650	170	210	6	23	100	120
Передкарпаття		-5	-4	17	19	-36	-31	35	38	160	190	660	890	150	180	5	13	80	90
Закарпатська низовина		-4	-3	18	20	-33	-29	34	39	160	190	690	1100	150	160	9	14	50	70
Кримські гори		-4	-2	15	18	-27	-23	ЗО	32	160	180	790	1090	150	160	24	26	80	110
СТЕПОВА АТЛАНТИКО - КОНТИНЕНТАЛЬНА ОБЛАСТЬ																			
Степова	північна	-7	-4	20	22	-42	-28	36	41	160	200	470	600	110	150	29	60	50	80
	південна	-4	0	21	23	-37	-23	37	41	170	240	370	520	95	130	6	90	20	50
Узбережжя морів		-2	0	22	24	-39	-23	36	39	200	240	370	480	80	110	1	6	20	50
СУБТРОПІЧНА КЛІМАТИЧНА ЗОНА СЕРЕДЗЕМНОМОРСЬКА КЛІМАТИЧНА ОБЛАСТЬ																			
Південний берег Криму		3	4	22	23	-22	-15	37	38	220	270	390	630	100	110	1	21	8	20
332
висновки
Монографію "Клімат України" підготовлено відпо-
відно до завдань Кліматичної програми України і ре-
комендацій ВМО стосовно узагальнення результатів
досліджень клімату регіонів. У ній досить повно про-
аналізовано динаміку і структуру основних метеоро-
логічних величин і атмосферних явищ, виявлено тен-
денції зміни їх добового, річного і вікового ходу та
обгрунтовано роль глобального клімату у формуванні
регіонального. У підготовці монографії використано
інформацію "Кадастру з клімату України”, в якому
узагальнено результати метеорологічних спостережень
185 станцій метеорологічної мережі за 30-річний
період - з 1 січня 1961 р. до 31 грудня 1990 р. Такий
період ВМО визначено як стандартний, що відобра-
жає сучасні кліматичні умови. Екстремальні значен-
ня метеорологічних величин проаналізовано за весь
період інструментальних спостережень. Розрахунки
проведено із застосуванням апарату математичної
статистики, використанням сучасних технологій
спостережень, опрацювання, аналізу і представлення
кліматологічної інформації. Це дозволило виявити
значні флуктуації регіонального клімату за останні
десятиріччя, а також істотно підвищити інформа-
тивність бази метеорологічних даних.
Монографія складається з розділів, що об’єднані
загальними уявленнями про фізичні закони форму-
вання палів метеорологічних величин та виникнення
і розвиток окремих атмосферних явищ.
У монографії детально розглянуто причинно-
наслідкові зв'язки складових кліматичної системи,
яка об'єднує кліматоутворювальні оболонки Землі, в
яких розвиваються фізичні та хімічні процеси, шо
впливають безпосередньо на клімат, - атмосферу,
гідросферу, літосферу, кріосферу і біосферу. Обгрун-
товано механізми формування окремих складових
кліматичної системи, показано роль кліматоутворю-
вадьних факторів, відображено сучасні підходи та
погляди на роль загальної (глобальної) циркуляції
атмосфери у формуванні регіонального клімату. Док-
ладно охарактеризовано особливості регіональних
синоптичних процесів та погодних умов, ними зу-
мовлених.
Основна частина монографії присвячена дослід-
женню просторово-часових закономірностей роз-
поділу кліматологічних показників, що формують су-
часний клімат України.
Аналіз радіаційного режиму всіх видів сонячної
радіації за період 1961 - 1990 рр. виявив у ході сумар-
ної радіації значну мінливість її складових. Пряма і
сумарна радіація за ясної погоди змінилася менше
ніж за умов середньої хмарності; розсіяна ж радіація
поступово зростала як у хмарну, так і в ясну погоду.
У прозорості атмосфери простежується тенденція
до її зменшення внаслідок збільшення аерозольної
складової. Відбивна здатність підстильної поверхні
(альбедо) відзначається значною мінливістю взимку
(особливо за нестійкого снігового покриву) і
стабільністю влітку.
Основною особливістю річного ходу атмосферного
тиску за період 1961 - 1990 рр. є помітне зниження
його у січні та підвищення у липні.
Відмічено, що за останні ЗО років майже на всій те-
риторії зменшилась середня швидкість вітру на 10 -
15 %. Це пов'язано з тривалим процесом порушення
типових умов для вітрового режиму в результаті зрос-
тання закритості горизонту в районах розміщення
метеорологічних станцій. Водночас максимальна
швидкість вітру збільшилась, шо зумовлено ймовірно
зміною циркуляційних факторів.
Україна розташована у центрі Європи. Природно,
що кліматичні особливості її території значною
мірою формуються не тільки під впливом глобально-
го клімату, але й факторів та умов, шо властиві
клімату Західної та Східної Європи.
Температура повітря у Європі за останні 100 років
характеризується додатним лінійним трендом. У
Східній Європі взимку відмічається зменшення
екстремальності температурного режиму, пов'язане зі
зменшенням числа днів з низькою температурою
повітря та зростанням числа днів з додатною темпера-
турою; влітку - деяке зниження температурного фону.
У монографії докладно представлено термічний
режим України. За період 1961 - 1990 рр. середня
місячна температура з лютого до квітня майже на
ВИСНОВКИ
333
всій території зросла на 0,5 - 0,9“С; на заході, півден-
ному заході та в Криму - на 0,1 - 0,4"С. У січні,
травні, червні, жовтні-грудні вона на значній її час-
тині також виша на 0,1 - 0,6'С, а в грудні на сході та
півдні - майже на 1,0*‘С; лише на окремих станціях у
ці місяці температура повітря виявилась нижчою від
норми на 0,1 - 0,3“С. У січні - на півночі, у травні -
на південному сході і південному заході, у червні - на
заході, півночі, Передкарпатті і в Криму, у жовтні -
на південному сході, півдні, Криму, Українських
Карпатах, у листопаді - на південному заході, темпе-
ратура повітря не змінювалась. У липні-вересні се-
редня місячна температура повсюди була нижчою: у
липні на 0,2 - 0,5"С, подекуди на 0,6 - 0,9“С, у ве-
ресні на 0,1 - 0,3°С. На деяких станціях температура
повітря у цей час залишилась незмінною.
Термічний режим представлено статистичними,
ймовірнісними характеристиками добової, декадної,
середньої місячної, річної, максимальної та міні-
мальної температури повітря та грунту. Встановлено
також залежність розподілу середньої місячної тем-
ператури повітря від широти і довготи місцевості.
Розподіл опадів в Україні мас складний і неод-
норідний характер. Від грудня до лютого за останні
десятиріччя майже на всій території кількість опадів
збільшилась. Від березня до вересня і листопада по-
ле опадів характеризується зміною періодів збіль-
шення і зменшення їх кількості. У жовтні кількість
опадів повсюдно зменшилась.
Загальною рисою зміни кількості опадів с збіль-
шення (на 10 - 15 %) річної їх кількості на південно-
му сході та зменшення (на 5 - 10 %) на північному
заході, тобто у тих регіонах, де кількість опадів не пе-
ревищувала 60 - 65 мм (недостатнє зволоження), во-
на збільшилась, а там, де перевищувала цю межу
(надмірне зволоження), — дешо зменшилась.
Докладно також викладено особливості поля зво-
ложення і його складових: вологості повітря, хмар-
ності, снігового покриву, сумарного випаровування.
Територія України часто зазнає впливу небезпеч-
них і стихійних явищ погоди. У зв'язку зі значними
флуктуаціями клімату збільшилась кількість випадків
екстремального стану погоди (особливо небезпечних
злив, повеней, інтенсивних відлиг, ранніх заморозків,
збільшення максимальної швидкості вітру і т.ін.), які
завдають значних збитків економіці країни. Слід заз-
начити, шо завдяки збільшенню кількості опадів на
півдні країни, зменшилась кількість пилових бур у
цих районах.
У зв'язку з переходом України на нові форми еко-
номічних відносин, які потребують раціонального
використання природних ресурсів, у монографії
значну увагу приділено використанню кліматичних
ресурсів: геліо- і вітроенергетичних як альтернатив-
них енергетичних джерел, агрокліматичних та аг-
рогідрологічних як необхідних для підвищення куль-
тури ведення сільськогосподарського виробництва.
Узагальнено інформацію про рекреаційні ресурси,
які відображають зв’язок погодних умов із самопо-
чуттям людини і лають уявлення про ступінь сприят-
ливості клімату для лікування та відпочинку.
Виходячи із сучасних уявлень щодо природи клі-
мату належне місце відведено факторам та умовам,
що формують регіональний клімат, масштабам при-
родних та антропогенних змін і коливань клімату.
Розроблено сценарії та прогноз можливих змін
клімату України у XXI ст. під впливом глобального
антропогенного потепління.
Визначено місце сучасного клімату України у сис-
темі загальнокліматичних класифікацій і наведено
його характеристику для природних зон.
Монографія є науковою працею великого колекти-
ву авторів, виробничих організацій, науково-дослід-
них установ, вищих навчальних закладів тощо.
Створена монографія дасть можливість ефек-
тивніше використовувати різноманітну кліматологічну
інформацію для розробки наукових проектів, покра-
щити оперативне обслуговування зацікавлених ор-
ганізацій. вирішити цілу низку інших практичних зав-
дань. Представлену інформацію, безперечно, буде ви-
користано у дослідженнях стану природного середо-
вища території України, розробленні та впроваджу-
ванні відповідних природоохоронних заходів, ство-
ренні моделей розрахунку прогнозів погоди тошо.
334
ПЕРЕЛІК ПОСИЛАНЬ
1.	Агроклиматический атлас Украинской ССР /Под ред.С.А.Сапожниковой. - Киев:Урожай,1964. - 37 с.
2.	Адаменко В.Н., Хайруллин К.Ш. Радиационно-термический режим застройки и задами его
биомстрической оденки //В кн.: Климат-город- человек. - М.: Гидрометеоиздат, 1974. - С.18-21.
3.	Айзенштат Б.А. Рекомендации по описанню климата большого города. 4.4. Показатели теплового
состояния человека и характеристики биоклимата городской средьі. - Л.: Гидрометеоиздат. 1978. -66 с.
4.	Александров З.Л. и др. Озонний щит Земли и его изменения /ЗЛ. Александров, Ю.А. Изразль, И.Л.
Кароль, А.Х. Хргиан. - С.-Петербург: Гидрометеоиздат, 1992. -288 с.
5.	Алисов Б.П. Принципи климатического районирования СССР// Изв. АН СССР. Сер. геогр. 1957. -
№6. - С. 118-125.
6.	Анапольская Л.Е., Гандин Л.С. Ветрознергетические ресурси и методи их оденки //Метеорология и
гидрология. -1978. -№7. - С. 11-17.
7.	Андреева Г.К.. Бабиченко В.Н. Некоторьіе вопросьі построения климатических карт // Тр. УкрНИГМИ.
-1974. -Вип.131. -С.106-116.
8.	Антоневич В.Д., Литвякова Л.А. Особенности временних рядов скорости ветра // Тр.ГГО. - 1979. - Вид.
425. - С.42-46.
9.	Атлас составляюших теплового и водного баланса Украйни. -Л.: Гидрометеоиздат, 1966. - 170 с.
10.	Бабиченко В.Н. Основнеє характеристики особо обильннх дождей на Украине //Тр. УкрНИГМИ. -
1961. - Вид.23. - С.39-48.
11.	Бабиченко В.Н. Распрсделение на Украине осадков. даюших за сутки не мснее 100 мм
//Тр.УкрНИГМИ. -1959. - Вьіп.18. - С.30-38.
12.	Бабиченко В.Н. и др. Природа Украинской ССР. Т.1.Климат/ В.Н. Бабиченко, М.Б.Барабані,
К.Т.Логвинов, В.И.Ромушкевич, Л.И.Сакали, М.И.Щербань. -Киев: Наукова думка, 1984. - 232 с.
13.	Бабиченко В.Н., Бондаренко З.С., Рудьішина С.Ф. Дать» перехода ередней суточной температури
воздуха через определенние предели по административньїм областям Украйни //Тр.УкрНИГМИ. - 1980. -
Вьіп'180. - С. 12-21.
14.	Бабіченко В.М. та ін. Підсумки та перспективи розвитку кліматологічних досліджень на Україні
/В.М.Бабіченко, М.Ю.Кулаківська, К.ТЛогвинов, Л.І.Сакалі, М.1.Щербань//В кн.: Теоретичні і прикладні
питання географії. - Київ: Видавництво Київського університету. 1972. - С.83 -94.
15.	Бабиченко В.Н., Лоева И.Д. Особо обильние осадки в Карпатах // Информ. Бюл. Метеорология и
гидрология (Киев).-1967.-№12.- С.51-56.
16.	Бабиченко В Н., Розова Е.С. Климатологичсскис исследования // В кн.: Гидрометеорологическая
служба Украйни за 50 лет Советской власти. - Л.: Гидрометеоиздат, 1970. - С.222-226.
17.	Бабиченко В.Н. и др. Температура воздуха на Украине / В.Н. Бабиченко, С.Ф. Рудьішина, З.С.
Бондаренко, Л.М.Гущина. - Л.:Гидрометеоиздат, 1987. - 399 с.
18.	Бабиченко В.Н., Сакали Л.И., Рудишина С.Ф Итоги климатических исслслований УкрНИГМИ и
перспективи их развития (к 35-летию УкрНИГМИ) //Тр.УкрНИГМИ. -1988. - Вип. 227. - С.112-123.
19.	Бабиченко В.Н., Щербань М И. Продолжительность зимного сезона на Украине // Метеорология,
климатология и гидрология. - 1974. - Вип.10. - С. 84-90.
20.	Бабиченко В.Н., Щербань М.И. Теплие и холодние зими на Украине //Метеорология, климатология и
гидрология. - 1972. - Вьіп.8. -С.32-35.
21.	Бартенева О.Д.,Полякові! Е.А, Русин Н.П. Режим естсственной освещенности на территории СССР. -
Л.:Гидрометеоиздат, 1971.-239 с.
22.	Белинский В.А., Андриенко Л.М. Упрошенная радиационная модель атмосфери в ультрафиолетовой
области спектра //В кн.: Радиационние процесси в атмосфере и на земной поверхности,-
Л.: Гидрометеоиздат, 1974. - С.273-276.
23.	Бсрлянд Т.Г. Климатологические исследования режиме солнечной радиадии для использования их в
гелиотехнических целях//Тр. ГТО. -1980. -№427. - С.3-33.
24.	Биосфера.Пер.с англ. /Под ред.М.С.Гилярова. -М.:Мир, 1972. - 182 с.
25.	Бойченко С.Г., Волощук В.М., Дорошенко І.А. Глобальне потепління та його наслідки на території
України //Український географічний журна.'!. -2000. -№3. -С. 59-68.
26.	Бойченко С.Г., Волошук В.М., Дорошенко І.А. Закономірності формування мікрокліматичних умов
відкритих ландшафтів України //36. праць "Проблеми ландшафтного різноманіття України",- Київ: -2000.-
С.243-247.
27.	Бокша В.Г., Богуцкий Б.В. Медицинская климатология и климатотерапия. - Киев: Здоровья, 1980. - 260 с.
335
28.	Брагинская Л.Л. О распределении климатологических ветрознергетических ресурсов по территории
СССР//Тр. ГГО. -1985. -Вмп.525. -С.120-128.
29.	Брюхань Ф.Ф., Ляхов М.Е., Погребняк В.Н.Смерчсопаснне зони в СССР и размешение атомних
станций //Изв.АН СССР. Сер. геогр. -1989. -№І. - С. 40-48.
ЗО.	Будилина Е.Н., Прох Л.З., Снитковский А.И. Смерчи и шквали умеренньїх широт. - Л.:
Гидрометеоиздат, 1976. -32 с.
31.	Буднко М.И. Аналоговий метод оценки предстояших изменений климата //Метеорология и
гидрология. -1991. -№4. -С.39-50.
32.	Будико М.И. Атлас теплового баланса. - Л.: Гидрометеоиздат, 1956. -41 с.
33.	Буднко М.И. Климат в прошлом и будушем. - Л.: Гидрометеоиздат, 1980. - 351 с.
34.	Буднко М.И. Климат и жизнь. - Л.:Гидрометеоиздат, 1971. - 472 с
35.	Бурман З.А. Местнне ветрьі. - Л.:Гидрометеоиздат. 1969. -340 с.
36.	Бучинский И.Е. Засухи и суховеи. - Л.: Гидрометеоиздат, 1976. -214 с.
37.	Бучинский И.Е. Климат Украйни. - Л.:Гидрометеоиздат, 1960. -130 с.
38.	Всличко А.А., Климанов В.А. Климатические условия Северного полушария 5-6 тисяч лет назад //Изв.
АН СССР. Сер. геогр. -1990. -№5. - С.32-52.
39.	Вилькенс А.А. К вопросу о микроклимате холмистого рельефа в условиях сада //Тр.УкрНИГМИ. -
1963. -Внп.38. - С.60-69.
40.	Вилькенс А.А., Дмитренко В.П. О динамике влагозапасов почви при засухах // Тр. УкрНИГМИ. -
1978. - Вип.169. -С.23-39.
41.	Вилькенс А. А.. Дмитренко В. П., Перелет Н. А. Об особенностях межгодовой динамики условий
увлажнения на территории Украиньї в прошлом и будушем // Тр.УкрНИИ Госкомгидромета. -1983. -
Вип. 205. -С. 53-63.
42.	Винников К.Я. Чувствительность климата. -Л.: Гидрометеоиздат, 1986.- 224с.
43.	Винников К.Я., Гройсман П.Я. Змпирическая модель современннх изменений климата
//Метеорология и гидрология. -1979,- №3.- С.25-36.
44.	Винников К.Я. и др. Изменения средней температури воздуха Северного полушария за 1881-1985 гг
/К.Я.Винников, П.Я.Гройсман, К.МДугина, А.А.Голубев// Метеорология и гидрология. -1987. -№ 1. -С.45-55.
45.	ВМО. Сорок вторая сессия Исполнительного Сонета Женева, 11-22 июня 1990 г. Сокрашснний отчет с
резолюпиями. - ВМО. -№739. - Женева, 1990. - 186 с.
46.	Волеваха Н.М. Гидрометеорологические условия мелиорированних территорий. -Киев: Наукова думка,
1974. -110 с.
47.	Волеваха М.М., Гойса М.І. Енергетичні ресурси клімату України. -Київ: Наукова думка. 1967. -132 с.
48.	Волощук В.М. Про можливі зміни середньорічного температурного режиму України в першій половині
XXI століття //Доповіді НАНУ. - 1993 №12. - С.105-111.
49.	Волощук В.М., Бойченко С.Г. Вплив загального глобального потепління клімату на середньорічну
інтенсивність атмосферних опадів в Україні//Доповіді НАНУ. -1998. -№ 6. -С. 125-130.
50.	Волощук В.М., Бойченко С.Г. Полузмпирические модели глобального климата. //Метеорология и
гидрология. -1992. -№8.-С.5-І7.
51.	Волощук В.М., Бойченко С.Г. Реакція сезонного ходу приземної температури України на глобальне
потепління клімату //Доповіді НАНУ.-1997. - № 9. - С. 113-І 18.
52.	Волощук В.М., Гродзинський М.Д., Шишенко П.Г. Географічні проблеми сталого розвитку України
//Український географічний журнал. -1998. -№І. -С. 13-18.
53.	Вразливість і адаптація екологічних та економічних систем до зміни клімату /За ред.В.В.Васильченка,
М.В.Ряпцуна, І.В.Трофимової. -Київ:Агенство з раціонального використання енергії та економії, 1998. -
203 с.
54.	Гавриленко Л.И.. Рьібченко А.А. Об оценке ареала влияния Кременчугского водохранилиша на
метеорологические характеристики суши //Тр.УкрНИГМИ. -1991.-Вьіп. 241.- С.66 -72.
55.	Гариман Л.Б. Методи раечета прикладних характеристик режимов поступлення, преобразования и
оптимального лотребления знергии встра и солниа. Прикладная климатология.-Л.:Гидрометеоиздат,1990. -
С.230-239.
56.	Гедеонов Г.Д. Изменения температури воздуха на Северном полушарии за 90 лет. -
Л.:Гидрометеоиздат. 1973. - 148 с.
57.	Гейгер Р. Климат приземного слоя воздуха. -М.: Изд-во иностр. лит., 1960. - 486 с.
58.	Гейко Л.А. О связи недоборов урожая зернових культур с гидротермическим козффициентом на
территории УССР // Тр.УкрНИГМИ. - 1992. - Вип.244. - С.67 - 74.
336
59.	Географічна енциклопедія України. - Київ:УРЕ, 1989, 1990, 1993. - Т. 1 - 3.
60.	Глобальний климат. /Под ред. Дж.Т. Хотона. - Л.:Гидромстеоиздат, 1987. - 501с.
61.	Гойса Н.И. Краткая характеристика альбедо территории Украйни //Тр.УкрНИГМИ. -1962. - Вьіп.31. -
С. 93-100.
62.	Гойса Н.И. О закономерностях суточного и толового хода радиационного баланси подстилаюшей
поверхности и его составляюших//Тр.ВНМС.-1963. -т.УІ. - С.17-24.
63.	Гойса Н.И. Об учете влияния облачности при климатических раечетах суммарной радиации и
зффективного излучения//Тр.УкрНИГМИ.-1963. - Вип.35. - С.42-61.
64.	Гойса Н.И. Распределение суммарной радиации по территории Украиньї и Молдавии //Тр.
УкрНИГМИ. -1961. -Вьіп.26. - С. 14-28.
65.	Гойса Н.И. Зффективное излучение и рішиационннй баланс подстилаюшей поверхности территории
Украиньї и Молдавии//Тр. УкрНИГМИ. - 1964. -Вьпі.41. - С.3-22.
66.	Гойса Н.И.и др. О пространственном изменении прозрачности атмосфери в условиях большого города
Н.И.Гойса, Л.С.Дайгот, А.А.Рнбченко, Л.И.Сакали //Тр.УкрНИГМИ. - 1974. - Вип.121. - С. 97-106.
67.	Гойса Н.И., Перелет Н.А. Ресурси фотосинтетически активної! радиации и их использованис в
интенсивном земледелии Украйни - Л.: Гидрометеоиздат, 1986. -12 с.
68.	Голуб Е.В. К вопросу о наибольших суточннх количествах осадков за год в Украинских Карпатах
// В кн.:Метеорология, климатология и гидрология. -Киев: Идд-во Киевского университета. 1969. -Вьіп.5. -
С.42 -47.
69.	Гришко В И. Прозрачность атмосфери на Украине //Тр. УкрНИГМИ. - 1967. - Вип.65. - С.40-58.
70.	Гройсман П.Я. Об изменении некоторнх характеристик атмосферной циркуляции в процессах
глобального потеплення // Метеорология и гидрология. - 1983. - №11. - С.26 - 29.
71.	Груза Г.В.. Ранькова З.Я. Вероятностннй прогноз приземной глобальной температури воздуха до 2005г.
// Метеорология и гидрология. - 1991. - №4. - С.24 - 32.
72.	Груза Г.В., Ранькова З.Я. Климатическая изменчивость повторяемости и продолжительности основних
форм циркуляции в умеренних широтах Северного полушария // Метеорология и гидрология . -1996. -
№1. - С.12 - 22.
73.	Гук М.І., Половко І.К., Прихотько Г.Ф. Клімат Української РСР. - Київ: Радянська школа, 1958. - 72 с.
74.	Гулинова Н.В. Методи агроклиматической обработки наблюдений. - М.: Гидрометеоиздат, 1974. - 152 с.
75.	Гуляев Б.И. Методика измерения фотосинтетически активной радиации //Сб.Фотосинтез и
продуктивность растений. - Київ: - Наукова думка, 1963. - С.
76.	Гушин Г.П., Виноградова Н.Н. Суммарньїй озон в атмосфсре. - Л.:Гидрометеоиздат, 1983. - 238 с.
77.	Давитая Ф.Ф. Итоги и перспективи изучения агроклиматических ресурсов СССР // В кн.:
Метеорология и гидрология за 50 лет Советской класти / Под редакцией акад. Е.К.Федорова. - Л.:
Гидрометеоиздат, 1967. - С. 23 - 33.
78.	Давитая Ф.Ф. Метод прогноза обеспеченности теплом вегетационного периода// Метеорология и
гидрология. -1963.- №11. - С.З - 11.
79.	Данилова Н А. Климат и отднх в нашей с гране. - М.: Мисль, 1980. - 156 с.
80.	Деркач Д.Ф. К мстодикс измерения температури плодоносящих деревьев. - Київ: Вісник
сільськогосподарської науки, 1970. - №2 . - С.58 - 64.
81.	Деркач Д.Ф. Плодовий сад и его микроклимат в условиях Лесостепи УССР (автореферат диссертаиии).
- Киев, 1971. - 230 с.
82.	Дзердзеевский Б.Л. Проблема изучения аридних и семиаридньїх областей в СССР//В сб. Климатология
и микроклиматология. Пер. с англ. /Под ред. В.С. Самойленко - М.: Прогресе, 1964. - С. 382 - 395.
83.	Дмитренко В.П. Влажность почни как фактор формирования урожая зернових культур // Тр.
УкрНИГМИ. - 1976. - Вип. 148. - С. 41 - 52.
84.	Дмитренко В.П. Методические указания по комплексной опенке влияния засушливих явлений на
урожайность зернових культур и сахарной свеклн. - М.: Гидрометеоиздат, 1992. - 84 с.
85.	Дмитренко В.П. О комплексном агрометсорологическом показателе засушливости // Тр.УкрНИГМИ. -
1978. - Вип. 169. - С.З - 22.
86.	Дмитренко В.П. О полной агрометеорологической моделі, урожайності, // Тр. УкрНИИ
Госкомгидромета. - 1983. - Вип. 191. - С. 23 - 33.
87.	Дмитренко В.П. Періодичність та шкодочинність посух //Землеробство в умовах недостатнього
зволоження І За ред. В.М. Крутя і О.Г.Тараріко. -Київ: Аграрна наука, 2000. - С. 6 - 9.
88.	Дмитренко В. П. Сучасні проблеми агрометеорологічних стратегій адаптації землеробства до погоди і
клімату в Україні // Наукові праці НДІ Землеробство. - 2001. - Вип. 76. (У друці).
337
89.	Дмитренко В.П., Дячук В.А. Кліматичні аспекти проблеми сталого розвитку України // Проблеми
сталого розвитку України. - Київ:БМТ. 1998. - С.283 - 293.
90.	Дмитренко В.П. Скорупский Б.В. Об оценке агроклиматических условий вирашивания полевих
культур на Украине // Тр. УкрНИГМИ. - 1998. - Вьіп. 232. - С. 14 - 33.
91.	Дмитренко В.П., Строкач Н.К. Оценка влияния длительности неблагоприятньїх и опасньїх явлений
погодьі на урожай зерновьіх культур в основньїе межфазньїе периодьі развития // Тр. УкрНИГМИ. - 1992.
- Вьіп. 244. - С. 48 - 66.
92.	Дмитренко Л.В. Некоторьіе особенности режима ультрафиолетовой радиации на Украине//Тр.УкрНИИ
Госкомгидромета. - 1990. - Вин.236. - С.95 - 107.
93.	Дмитренко Л.В. О прозрачности атмосфери в Карпатах // Тр. УкрНИИ Госкомгидромета. - 1980. -
Вьіп.180. С.ЗЗ - 40.
94.	Дмитренко Л.В. О прозрачности атмосфери на Украине //Тр.УкрНИГМИ. - 1989. - Вьіп. 277. - С.47-52.
95.	Дмитренко Л.В., Гейко Л.А. Оцінка кліматичних ресурсів сонячної і вітрової енергії (методичні
розробки та результати досліджень) // Вісник Донецької державної академії будівництва і архітектури. -
1999. - №99 - 6 (20). - Т.2. - С.6 - 8.
96.	Довідник з агрокліматичних ресурсів України. С.2, ч.2. Агрокліматичні умови росту та розвитку
основних сільськогосподарських культур/ Гол. ред. М.П. Скрипник, Заст. Гол. Ред. В.П. Дмитренко,
М.Ф. Цупенко. -Київ: УкрГМЦ. 1993. - 718 с.
97.	Дроздов О.А. и др. Климатология / О.А.Дроздов. В.А.Васильев. Н.В. Кобьішева. А.Н.Раевский.
Л.К.Смекалова, Е.П.Школьньїй. - Л.: Гидрометеоиздат, 1989. - 568 с.
98.	Евневич Т.В., Никольская Н.П. Некоторьіе характеристики наружной освешенности в Москве //В кн.:
Естественное освещенис и инсоляция зданий. -М.:Изд-во литератури по строительству,1968. -С.11-23.
99.	Емшанова Н.В., Степанова Н.Е. Оценка климатологически оптимального режима использования
ветровой знергии // Тр.ВНИИГМИ МЦД. - 1985. - Вьіп.125. - С. 10 - 19.
100.	Ефимова Н.А. Распределение фотосинтстически активний радиации на территории Советского Союза
// Тр. ГГО. - 1965. - Вьіп.179. - С.118 - 130.
101.	Женев Р. Град. -Л.Тилрометеоиздат, 1966. - 106 с.
102.	Звелений річний огляд стихійних гідрометеорологічних явиш, які спостерігалися на території України
у 1966-2000 рр..-Київ: Держкомгідромет, 2001. - 86 с.
103.	Имянитов И.М., Чубарина Е.В., Шварц Я М. Злектричество облаков. - Л.: Гидрометеоиздат, 1971. - 93 с.
104.	Йовснко Н.Г. Водно-физические свойства и водний режим почв УССР. - Л.іГилрометеоиздат, 1960. -
351 с.
105.	Каган Р.Л. Осреднение метеорологических полей. -Л.: Гидрометеоиздат, 1979. - 214 с.
106.	Кандрор И.С., Демина Д.М., Ратнер Е.М. Физиологические принципи санитарно-климатического
районирования территории СССР. - М.: Мисль, 1974. -176 с.
107.	Клімат Вінниці /За ред.І.М.Півоіпенка. - Вінниия:Антекс - УЛТД, 1995. - 224 с.
108.	Клімат Києва І Під ред.В.М. Волощука, Н.Ф.Токар. - Київ: 1995. - 80 с.
109.	Клімат Львова /За ред.В.М.Бабіченко, Ф.В.Зузука. - Луцьк: Волинський державний університет. -
1998. - 188 с.
ПО. Кліматологія. Терміни та визначення основних понять. - ДСТУ 3992 - 2000. - КиївДержстандарт
України, 2001. - 40 с.
111.	Климат Беларуси / Под ред.В Ф.Логинова. - Минск: Ин-тут геологических наук АН Белоруси, 1996. -
234 с.
112.	Климат Днспропетровска / Под ред. В.Н.Бабиченко. - Л.:Гидрометеоиздат, 1982. - 232 с.
113.	Климат и опасние гидрометеорологические явлення Крьіма / Под ред.К.Т.Логвинова и М.Б.Барабаш.
- Л.Тидрометеоиздат, 1982. - 318 с.
114.	Климат Києва / Под ред Л.И. Сакали. - Л.: Гидрометеоиздат, 1980. - 288 с.
115.	Климат Полтави/Под ред. В.Н.Бабиченко. - Л.: Гидрометеоиздат, 1983. - 207 с.
116.	Климат Ужгорода /Под ред. В.Н.Бабиченко. -Л.: Гидрометеоиздат. 1991. - 190 с.
117.	Климат Украини / Под ред. Г.Ф.Прихотько, А.В.Ткаченко. В.Н.Бабиченко. - Л.: Гидрометеоиздат.
1967. - 413 с.
118.	Климат Харькова / Под ред. В.Н.Бабиченко. - Л.: Гидрометеоиздат. 1983. - 216 с.
119.	Климатический атлас Украинской ССР,- Л.:Гидрометеоиздат. 1968.-232 с.
120.	Кобьішева Н.В., Степанская Г.А., Чмутов З.Е. Оценка потенциальних ветрознергетических ресурсов
на территории СССР // Тр.ГГО. - 1983. - Вьіп.475. - С.120 - 128.
338
121.	Кобишева Н.В.. Гольберг М.А. Методичсские указаним по статистической обработке
мстеорологических рядов. -Л.:Гидромстеоиздат, 1990. -86 с.
122.	Кобишева Н.В.. Копаней И.Д. Основньїе принципи веденим "Кадастра по климату СССР" // Тр.ГГО.
- 1980. - Вьіп.460. - С.З - 7.
123.	Колосков П.И. Климатический фактор сельского хозяйства и агроклиматическос районирование. - Л.:
Гидрометеоиздат, 1971. - 328 с.
124.	Кондратьев К.Я.. Пивоварова З.И., Федорова М.П. Радиационньїй режим наклонньїх поверхностей. -
Л.: Гидрометеоиздат, 1978. - 216 с.
125.	Константинов А.Р.Испарение в природе. - Л.:Гидрометеоиздат, 1968. - 531 с.
126.	Константинов А.Р. Погода, почва и урожай озимой пшенипьі. - Л.: Гидрометеоиздат, 1978. - 264с.
127.	Константинов А.Р.. Воронцов П.А. Влияние лесньїх полос на ветер и турбулентний обмен в
атмосфере//Тр.У крН И ГМ И.-1961.- Вип.26.-С.99-108.
128.	Константинов А Р. и др. Тепловой и водний режим Украйни /А.Р. Константинов, Л.И.Сакали.
Н.И.Гойса, Р.Н.Олейник. - Л.: Гидрометеоиздат, 1966. - 592 с.
129.	Константинова Т.С. Жаркие и душньїе дни в центральной части Молдавии // Сб. Проблеми
географии Молдавии. - 1972. - Вип.7. - С.39 - 40.
130.	Копанев И.Д. Климатические аспекти изучения снежного покрова. -Л.: Гидрометеоиздат, 1982. -
239 с.
131.	Копачевська М.Н. Заморозки на Україні. - Київ: Вид-во Української академії с.-г. наук. 1961. - 66 с.
132.	Котляков В.М., Лориус К. Четнре климатических цикла. // Изв.РАН. сер. геогр. - 2000. - №1. - С. 33 - 39.
133.	Кошеленко И.В. Влияние крупних водоемов на распределение осадков и засух // Тр.УкрНИГМИ. -
1974. - Вип. 108. - С. 114 - 127.
134.	Краснощекова Н.С., Чистякова С.Б. Озеленение и микроклимат южньїх городов. -М.: ЦНТИ по
градостроительству и архитектуре, 1968. - 34 с.
135.	Краткий агроклиматический справочник Украйни / Под ред. К.Т. Логвинова. -Л.: Гидрометеоиздат.
1976. - 256 с.
136.	Кулаковская М.Ю.. Бондаренко З.С. Интенсивньїе и продолжительньїе гололеди на Украине //
Тр.УкрНИГМИ. - 1971. - Вьіп.98. - С.І24 - 133.
137.	Курс климатологии. 4.1 - 2. - Л.:Гидрометеоиздат, 1952. - 488 с.
138.	Лабунская Л.С. О бризах Черноморского побережья // Тр.УкрНИГМИ. - 1961. - Вип.23. - С.49 - 55.
139.	Ландсберг Г.Е. Климат города. - Л.: Гидрометеоиздат. 1983. - 247 с.
140.	Лахно Є.С. Ліс і здоров'я людини. - Київ:3доров'я, 1972. - 141 с.
141.	Лебедев А.Н. Графики и карти для раечета климатических характеристик раздичной обеспеченности
для Европейской территории СССР. - Л.:Гидрометеоиздат, 1960. - 116 с.
142.	Лебедев АН. Климат СССР. Европейская территория СССР. Вьіп.І. - Л.Тидрометеоиздат, 1958. - 368 с.
143.	Лебедев А.Н. Продолжительность дождей на территории СССР. - Л.:Гидрометеоиздат, 1964. - 510 с.
144.	Лиопо Т.Н., Цииенко Г.В. Климатические условия и тепловое состояние человска. -
Л.:Гидрометеоиздат, 1971. - 151 с.
145.	Ліпінський В.М. Глобальна зміна клімату та її відгук в динаміці клімату України //В кн.: Матеріали
Міжнародної конференції "Інвестиції та зміна клімату: можливості для України". - Київ: - 2002. - С. 177 - 185.
146.	Логвинов К.Т. Основньїе итоги гидрометеорологических исследований на Украине // Метеорология и
гидрология. - Инфор. Бюлл .- 1969. - №13. - 336 с.
147.	Логвинов К.Т., Бабиченко В.Н., Кулаковская М.Ю. Опасньїе явленим погоди на Украине. - Л.:
Гидрометеоиздат, 1972. - 236 с.
148.	Логвинов К.Т., Бабіченко В.М., Щербань М.І. Дослідження з прикладної кліматології на Україні і
перспективи розвитку їх // В кн.: Проблеми географічної науки в Українській РСР в період науково-
технічного прогресу. - Київ: Видавниче об'єднання "Виша школа”, 1976. - С. 120 - 129.
149.	Логвинов К.Т.. Барабаш М.Б. Исследования периодических изменений температури воздуха и осадков
на Украине // Тр.УкрНИИ Госкомгидромета. - 1987,- Вип.224. - С.71 - 76.
150.	Логвинов К.Т., Раевский А.Н., Айзенберг М..М. Опасние гилрометеорологические явлення в
Украинских Карпатах. - Л.:Гидрометеоиздат, 1973. - 199 с.
151.	Логвинов К.Т., Сакали Л.И., Бабиченко В.Н. Климатологичсскис исследования в УкрНИГМИ
//Тр.УкрНИГМИ. - 1978. - Вьіп.165. - С.З - 16.
152.	Лосев А.П., Чирков Ю.И. Зависимость роста плодов яблони от метеорологичсских факторов
//Метеорология и гидрология. - 1973. - №1. - С. 96 - 102.
339
153.	Марков И.Е., Гойса Н.И. Геометрическая структура крони - как фактор регулировки радиаиионного
режима и урожайності! плодових растений // Тр. УкрНИГМИ. - 1973. -Вьіп.128. - С.87 - 93.
154.	Мартазинова В.Ф., Свердлик Т.А. Крупномасштабная атмосферная циркулякия XX столетия, ее
изменення и современное состояние // Наукові праці Українського науково-дослідного
гідрометеорологічного інституту. - 1998. - Вип.246. - С.2І - 27.
155	Машинский В.Л., Залогина Е.Г. Проектирование озеленення жилих районов. - М.: Госстройиздат,
1978. - 113 с.
156.	Метеорологія. Терміни та визначення основних понять. ДСТУ 3513 - 97. - Київ: Держстандарт
України, 1997. - 57 с.
157.	Містобудування. Планування та забудова міських і сільських поселень І ДБН 360 - 92. - Київ: 1992. -
72 с.
158.	Микроклимат СССР. - Л.:Гилрометеоздат.І967. - 286 с.
159.	Миланкович М. Математическая климатология и астроном ическая теория колебаний климата. -
ГОНТИ. 1939. - 188 с.
160.	Молдау Х.А. и др. Географичсское распределение фотосинтетически активної! радиации (ФАР) на
территории Европейской части СССР / Х.А.Моллау, Ю.К.Росс, Х.Г.Тооминг, Ч.К.Ундла // Сб.Фотосинтез
и вопросьі продуктивности растений. - Изд.АН СССР. - 1963. - С.149 - 158.
161.	Мучник В.М. Физика грози. - Л.: Гидрометеоиздат, 1974. - 351 с.
162.	Наставление гидрометеорологическим станицям и постам. Вьіп.З.Ч.1. Метсоролопіческие наблюдения
на станциях. - Л.: Гидрометеоиздат, 1985. - 300 с.
163.	Науково-прикладний довідник з агрокліматичних ресурсів України (засушливі явища). С.2.Ч.4 /Відп.
ред. М.Ф. Цупенко.- Київ: Держкомгідромет. 1995. - 206 с.
164.	Научно-прикладной справочник по климату СССР. Сер.З. 4.1 - 6. Вьіп.10. кн.1 .- Л.:
Гидрометеоиздат, 1990. - 605 с.
165.	Николаев Ю.В., Колтаков Ю.Н Климатическис колебания обшей циркуляции атмосфери (поденним
классификапии Г.Я.Вангенгейма - А.А. Гирса) // Метеорология и гидрология. - 1983. - №11. - С.14 - 19.
166.	Ничипорович А.А. О путях повишения продуктивности и фотосинтеза растений в поссвах //
Сб.Фотосинтез и вопросьі продуктивности растений. - М.: Изд. АН СССР, 1963. - С.5 - 36.
167.	Норми проектирования зелених насаждсний горолов в различньїх зонах УССР. - РСН 183 - 76. - 229 с.
168.	Оке Т.Р. Климати пограничного слоя. - Л.:Гилрометеоиздат, 1982. - 358 с.
169.	Павловская Л.Н. Физико-статистический метол прогнозе ередней месячной температури воздуха на
холодную часть года // Метеорология и гидрология. - 1987. - №8. - С.5 - 11.
170.	Парниковий зффект, изменение климата и зкосистеми / Под ред. Б.Болина. - Л.:Гидрометеоиздат,
1989. - 551 с.
171.	Пивоварова З.И. Радиационнме характеристики климата СССР. - Л.: Гидрометеоиздат, 1977. - 336 с.
172.	Пивоварова З.И. Разработка климатических параметров для оііенки потенциальнмх ресурсов знергии
солнечной радиации на территории СССР // В кн.: Материальї XII совешания по актинометрии.- Иркутск:
- 1984. - С.57 - 61.
173.	Педь Д.А. Междусуточние изменении висоти поверхности 500 гПа // Метеорология и гидрология. -
1953. - №7. - С.28 - 32.
174.	Пишолка В.М. О возможности использования ресурсов ультрафиолетовой радиации в климатотерапии
на Украине // Тр.УкрНИИ Госкомгидромста. - 1982. - Вьіп.188. - С. 43 - 46.
175.	Положення про порядок складання та передачі попереджень і донесень про виникнення стихійних
явищ, різких змін погоди, поєднання небезпечних явищ та випадків екстремально високого забруднення
природного середовища. - Київ: Держкомгідромет, 1994. -16 с.
176.	Поток знергии Солниа и его изменения / Под ред. О.Уайта. - М.: Мир. 1980. - 558 с.
177.	Правила опрсдсления оценок и доверительних граниіі для параметров распределения Вейбулла. ГОСТ
11.007 - 75. (Ст.СЕВ 877-78). - М.: Изд-во стандартов, 1980. - 30 с.
178.	Проценко Г.Д. Температура воздуха и фази вегетапии яблони на Украине (автореферат диссертации).
- Киев: 1972. - 22 с.
179.	Прох Л.З., Викторова Н.Д. Особенности шквалов и смсрчей на северо-западе Украйни 28 июля 1981 г
// Тр. УкрНИИ Госкомгидромета. - 1985. - Вьіп. 210. - С. 86 - 90.
180.	Прох Л.З., Сосновская Р.П., Токарі. Н.Ф. Анализ донесення об особо опасньїх явленнях погоди на
Украине в 1967 - 1976 рр. // Тр.УкрНИГМИ. - 1979. - Вьіп. 176. - С.108 - 116.
181.	Радианионние характеристики атмосфери и земной поверхности / Под ред. К.Я.Кондратьсва. -
Л.: Гидрометеоиздат, 1969. - 564 с.
340
182.	Раевский А.И. Влияние особенносгсй рельефа на распределсние гололедних отложений // Тр.ГГО -
1961. - Вип. 122. - С. 45 - 52.
183.	Рекомснлании по описанню климата большого юрода. Ч. 4. Показатели состояния человска и
характера биоклимата городской средн. - Л.: Изд. ГГО, 1978. - 66 с.
184.	Рекомендаціїи по определению климатических характеристик ветрознергетических ресурсов. -
Л.: Гидрометеоиздат, 1989. -80 с.
185.	Розова К.С. Бездощові періоди на Україні. - Київ: Вид-во Української академії с.-г. наук. 1961. - 70 с.
186.	Романова Е.Н., Мосолова Г.И., Вереснева И.А. Микроклиматология и ее значение для сельского
хозяйства. - Л.: Гидрометеоиздат, 1983. - 244 с.
187.	Ромов А.И. Об учете характера воздушного потока при анализе и прогнозе влияния гор на облака и
осадки // Тр. УкрНИГМИ. - 1957. - Вмп.7. - С.60 - 66.
188.	Ромов А.И. Причини образования смерчей и рекомендацію к анализу и прогнозу смерчеопасних
ситуацію // Тр. УкрНИГМИ. - 1988. - Вин. 233. - С.23 - 29.
189.	Руководство по использованию спутниковьіх ланньїх в анализе и прогнозе погодьі / Под
ред.И.П Ветлова и Н.В.Вельтишевой. - Л.:Гидрометеоиздат, 1982. - 300 с.
190.	Руководство по краткосрочньїм прогнозам погодьі. Ч. 2. Вьіп. 1. Европейская часть СССР и
Закавказьс. - Л.: Гидрометеоиздат, 1987. - 298 с.
191	Рмбченко А.А. О влиянии водоемов на суточньїй ход метеорологических злементов в прибрежной
зоне //Тр.УкрНИГМИ. - 1969. - Вьіп.87. - С.141 - 151.
192.	Рьібченко Л.С., Ткаченко М.П. О влиянии водоема-охладителя Чернобьільской АЗС на
метеорологические злементьі суши // Тр.УкрНИИ Госкомгидромета. - 1986. - Вип.216. - С.75 - 82.
193.	Рьібченко Л.С., Ткаченко М.П. О микроклиматических особенностях Жданова // Тр.УкрНИИ
Госкомгидромета. - 1987. - Вьш.224. - С.67 - 71.
194.	Рьібченко Л.С., Ткаченко М.П. Об использовании актинометрической информации для
характеристики чистоти атмосфери //Тр.УкрНИГМИ. -1988. - Вьіп.227. - С.38 - 44.
195.	Сакали Л.И., Зарановская А.В. О тепловом балансе суши и моря в прибрежной паюсе Черного и
Азовского морей//Тр.УкрНИГМИ. - 1971,- Вип.111. - С.67 - 76.
196.	Сапожникова С.А. Микроклимат и мсстний климат. - Л.іГидрометеоиздат, 1950. - 242 с.
197.	Свердлик Т А. Зволюния крупномасштабной атмосфсрной циркуляции воздуха Северного полушария
во второй периол соврсменного потеплення климата // Наукові праці Українського науково-дослідного
гідрометеорологічного інституту. - 1999. - Вип. 247. - С. 63 - 75.
198.	Сергиенко Е.П., Нефедьева Н.М. Опасньїе и особо опасньїе явлення погоди на Украине в периол 1 -
10 июня 1975 г // Обзор погодних условий УБП - Киев: 1975. - С. 7 - 12.
199.	Сивков С.И. Методи раечета характеристик солнечной радиации. - Л.: Гидрометеоиздат, 1968. - 231 с.
200.	Силоренков Н.С., Свиренко П.И. К вопросу о мнолетних колебаниях атмосферной циркуляции //
Метеорология и гидрология. - 1983. - №11. - С. 20 - 25.
201.	Синицина Н.И.. Гольиберг И.А..Струнников И.А. Агроклиматология. - Л.: Гидрометеоиздат, 1973. -
344 с.
202.	Синоптична метеорологія. Терміни та визначення основних понять. - ДСТУ 3912 - 99. -
Київ:Держстандарт України, 2000. - 52 с.
203.	Снитковский А.И. Смерчи на территории СССР // Метеорология и гидрология. - 1987. - №9. - С.12 - 25.
204.	Соседко М.Н. О принципах определения максимального слоя осадков за расчетньїй интервал времени
/1 Метеорология и гидрология. - 1980. - №10. - С.39 - 43.
205	Соседко М.Н. Оценка глубиньї промерзання почви на залесснньїх плошадях // Тр.УкрНИГМИ. -
1987. - Вип.222. - С.86 - 90.
206.	Справочник по климату СССР. - Вьіп.10. Ч. 1 - 5.- Л.: Гидрометеоиздат. 1966 - 1969. - 643 с.
207	Справочник по климату СССР. Гололслно-изморозевие явлення и обледенение проводов. - Вьш.Ю. -
Киев: 1973. - 569 с.
208.	Стихийнис метеорологические явлення на Украине и в Молдавію І Под ред. В.Н.Бабиченко. - Л.:
Гидрометеоиздат. 1991. - 224 с.
209.	Сулаквелидзе Г.К., Глушкова Н.И., Федченко Л.М. Прогноз грала, гроз и ливневих осадков. -
Л.іГидрометеоиздат. 1970. - 187 с.
210.	Тепловой и водний балансУкраинских Карпат / Под ред.Л.И.Сакали. - Л.: Гидрометеоиздат, 1985. -
365 с.
211.	Тепловой и водний режим Украйни / Под ред. А Р. Константинова, Н.И.Гойси. - Л.: Гидрометео-
издат, 1966. - 360 с.
341
212.	Тимофеев М.П. Метеорологический режим водосмов. - Л.: Гидрометеоиздат, 1963. - 290 с.
213.	Тооминг Х.Г. Солнечная радиация и формирование урожая. Л.: Гидрометеоиздат, 1977. - 199 с.
214.	Трофимова И.В. Изменения режима осадков на Украине // Метеорология и гидрология . - 1988. -
№1. - С.24 - 33.
215.	Трусов И.И. О некоторих особо опасних явленнях погодьі на территории Украйни // Сб. работ
Киевской ГМО. - 1968. - Вип.4. - С.24 - 35.
216.	Україна. Генеральна схема планування території. 1-й етап. - Концепція. - Київ: 1998. - 152 с.
217.	Українська Радянська Енциклопедія. Т.12. - Київ: УРЕ, 1963. - 576 с.
218.	Украинский научно-исследовательский гидрометеорологический институт / Под ред. К.Т. Логвинова -
Л.: Гидрометеоиздат, 1978. - 35 с.
219.	Факторний, дискриминантний и кластерньїй анализ. Пер. с англ. / Дж. - О.Ким, Ч.У. Мьюллер. У.Р.
Клекка, М.С. Олдендерфер, Р.К. Блзшфилд. - М.: Финансьі и статистика, 1989. - 215 с.
220.	Фізична географія Української РСР / За ред.О.М.Маринича. - Київ: Вища школа, 1982. - 207 с.
221.	Хастингс Н., Пикок Дж. Справочник по статистическим распределениям. - М.: Статистика, 1980. - 96 с.
222.	Хауке М.О. Природная зона большого города. - М.: Госстройиздат, 1960. - 52 с.
223.	Хромов С.П., Мамонтова Л.И. Метеорологический словарь. - Л.: Гидрометеоиздат, 1974. - 568 с.
224.	Циркуляционнне механизмьі соврсмснних колебаний климата / Под ред. К.В. Кувшинова. - М.:
Наука, 1987. - 192 с.
225.	Цубербиллер Е.А. Суховеи, их агромстеорологическая сущность и пуги борьбьі с ними. - М.: Фонди
ГМЦ СССР. 1966. -111с.
226.	Цупенко М.Ф. Клімат України і врожай. - Київ: Урожай, 1975. - 51 с.
227.	Шарова В.Я. Число дней с осадками различной величини на территории Европейской части СССР и
Кавказа. - Л.: Гидрометеоиздат, 1958. - 144 с.
228.	Шахнович А.В. Микроклиматичсская оценка территории при некоторих типах погоди //
Тр.УкрНИГМИ. - 1964. - Вип. 45. - С. 83 - 96.
229.	Шахнович А.В.и др. О микроклимате яблоневого сада в теплий период года / А.В.Шахнович.
Г.Д.Проиенко, М.П.Ткаченко, Л.П.Слисаренко //Тр.УкрНИГМИ. - 1976. - Вип.141. - С.70 - 89.
230.	Шахнович А.В., Рьібченко Л.С. О количсствснних характеристиках влияния Черного и Азовского
морей на прибрежную зону // Тр.УкрНИИ Госкомгидромета. -1983. - Вип. 196. - С.67 - 72.
231.	Шахнович А.В.. Швсйкина И.И. Изучение микроклимата украинского Приазовья // Тр. УкрНИГМИ.
- 1969. - Вип.87. - С. 128 - 140.
232.	Швер НА. Атмосфери ьіе осадки на территории СССР. - Л.:Гидрометеоиздат, 1976. - 302 с.
233.	Шевчук В.Я., Трофимова І.В., Трофимчук О.М. та ін. Проблеми і стратегія виконання Україною
Рамкової Конвенції ООН про зміну клімату. - Київ, 2001. - 95 с.
234.	Школьний Е.П., Бабиченко В.Н. Статистическая структура мстеорологических параметров суховся на
Украине // Тр.УкрНИГМИ. - 1976. - Вип. 147. С.З - 22.
235.	Щербань И.М. Изменчивость числа дней со снсжньїм покровом на Украине // Тр.УкрНИГМИ. -
1980. - Вьіп. 180. - С.94 - 98.
236.	Щербань М И. Микроклиматология. - Киев: "Виша школа”, 1985. - 222 с.
237.	Ярош О.М. та ін. Порівняльна медично-кліматологічна характеристика основних приморських
курортів місцевостей Європи і прилеглих до неї регіонів Азії і Африки І/ О.М Ярош, С.С.Солдатченко.
Ю.П.Коршунов, А.Ф.Безсмертний, В.М.Єфімова, Є.М.Воскресенська. - Сімферополь:Сонет, 2000. - 136 с.
238.	Яцик А.В., Хорєва В.М. Водне господарство н Україні. - Київ: Генеза, 2000. - 456 с.
239.	СІітаїе скапає 1994. 1п(ег£ОУеттспіаІ рапеї оп сіітаіе скапає. СатЬпфіе, ІЗпІУегеіІу Ргекх, 1995. - 339 р.
240.	СІітаїе оГ Еигоре. Ке&спІ уагіаііоп, ргехет Маїе ап<1 Гиіиге рго$ресІ$. - ЕС8М. - 1995. - 72 р.
241.	1РСС (ІпїегвоуеттепіаІ Рапеї оГ СІітаїе Скапає):1998, \\аг,оп К.Т.. 2іпуо*ега М.С. сіс., Тке ге^іопаї
ітрасіз оГ сіітаіе скапає. Ап аьхеххтепі оґ уиіпегакіїііу, СатЬгід$е Ііпіу. Рге^х. Саткгісіве, 517 р.
242.	Непгіоп 6.. Непгіоп А., Непгіоп К. Веікріеіе тг Оаіеапаїуке тії ВА8ІС - Рго&гаттеп. - Вегііп, 1988. - 363 с.
243.	Зопех Р.О., 1994: Нетіхрксгіс яигіасе аіг іетрегаїиге уагіаііоп$:А гсапаїуяія апб ап ирсіаіе іо 1993. // 3.
Сііт. - 3. - Р. 1794 - 1802.
244.	Мапакс 8., ХУсікегаИ К.Т. Тке еіїесіх оГ сіоиЬІіпз Іке СО2 сопсепігаїіоп оп іке сіітаіе оГ а ^епегаї сігси-
Іаііоп тойсі // Аітокркегіс Бсіепсе. - 1975.- №32. - Р.З - 15.
245.	МаПаліпоуа У.Р. Огчріасетепі оГ «сті-регтапепі сепіегь оГ асііоп ап<і уагіаііоп.ч оГ іке гекіопаї сіітаіе
//Ргос. Іпі. 8утр. Ргесіріїаііоп ап<3 Еуарогаїіоп. - 1993. - Вгаїізіаха - у.2 - Р. 210 - 213.
342
246.	Мапагіпоуа У.Р.. МасіегісЬ У.8. СЬап£Є$ оГ іЬе Іап^е-всаіе аітовркеге сігсиїаііоп апсі ге^іопаї сіітаїе іп
іке ІЗкгаіпе // Ргос. 8есопд СопГегепсе оп Аррііесі Сіітаїоіову - Могккоріпв - 1996. - Р. 171 - 172.
247	ТЧопк .1 К Апаїуіісаі воіиііоп Ю а вітріє сіітаїе тосісі іуіік сііГГивІуе ксасі ігапвроп // Аітоврксгіс 5сіепсе.
- 1975а. - №32. - Р. 1301 - 1307.
248.	Рагкег.О.Е.. Р.О. Зопев. С.К. РоІІапсі. апсі А. Веуап, 1994: Іпіегсіесасіаі скап^ев оГ вигГасе іетрегаїиге віпсе
Іке Іаіе 19ік сепіигс // 3. оГ Сеоркув. Кев. - 1994. - V. 99. - Р. 14373 - 14399.
249	Тке Епсусіоресііа оґ Сіітаїоіову / Есіііесі Ьу Зокп. Е. Оііуєг. \єсу ¥огк. Уап Мовігапсі геіпкіїсі Сотрапу,
1987. - 986 с.
250.	Тком Н.С.8. Тотасіо ргоЬаЬіІІіев. Моп \¥еаік.Кеу. - 1963.- V.- 91,- №10 - 12. - Р. 730 - 736.
251.	ХУМО віаіетспі оп іке віаіив оГ Ікс ^ІокаІ сіітаїе іп 1995 // \^'МО. - N.838. - 12 р.
252.	Сіітаїе Скапає 2001: Зупіксвів Кероп / 1РСС Зесгеїагіаі, с/о \\'огк1 Меіеогоіо^ісаі Оівапігаїіоп. 6епе\а,
2002. - 184 р.
343