288 9

Charakterystyczne cechy topoklimatów obszarów podmokłych spowodowane są głównie kontrastowością właściwości cieplnych wody, gleby i powietrza. W przeciwieństwie jednak do zbiorników wodnych, w których parowanie odbywa się także kosztem ciepła dostarczanego z głębszych warstw, na terenach nadmiernie uwilgotnionych (przy stosunkowo dużym parowaniu) ciepło tracą głównie: wierzchnia warstwa gleby oraz nadziemne części roślin. Prowadzi to w efekcie do obniżenia temperatury gleby i powietrza, pogłębionego dodatkowo dużą pojemnością cieplną i słabym przewodnictwem. Ciepło, nagromadzone w ciągu dnia w powierzchniowej warstwie gleby, podczas nocy szybko i w dużej ilości wy-promieniowuje, zwiększając niebezpieczeństwo przymrozków. Zjawisko to jest czasami łagodzone przez dużą wilgotność powietrza (szczególnie w ciepłej połowie roku), która sprzyja również częstszemu powstawaniu mgieł. Gleba i powietrze na terenach podmokłych wiosną wolniej się nagrzewają, jesieniązaś - ochładzają.

10.6. Topoklimaty osiedli i miast

Ten typ topoklimatu jest specyficzny o tyle, że wytworzył się wyłącznie dzięki działalności antropogenicznej. Wielu autorów uważa, że budowa wielkich miast spowodowała jedne z największych modyfikacji w skali klimatu lokalnego. W obrębie tego topoklimatu występuje duża różnorodność mikroklimatów (ulice, place, podwórza, parki, zróżnicowana zabudowa).

Głównym efektem emisji ciepła przez obiekty przemysłowe, komunalne i komunikacyjne jest powstawanie lokalnej, stacjonarnej wyspy ciepła, opisanej przez T. J. Chandłera (1965) na przykładzie Londynu (rys. 10.12). Zjawisko to jest najbardziej wyraźne nocą, gdy sąsiednie obszary wiejskie są wychłodzone na skutek wypromieniowania długofalowego. Najmniejsza intensywność występuje krótko po południu, gdy strumień ciepła odczuwalnego z obszarów sąsiednich jest w przybliżeniu równy emisji ciepła ze źródeł antropogenicznych. W warunkach pogody wyżowej przy słabych wiatrach wpływ miasta ograniczony jest do warstwy atmosfery grubości kilkuset metrów, a temperatura przy powierzchni bywa wyższa, w granicach 2-6 °C. Te i inne zmiany topoklimatu spowodowane są na obszarach miejskich zwiększoną szorstkością podłoża, zmienionym albedo, zwiększonym spływem powierzchniowym oraz inną pojemnością cieplną układu wynikającą z zastąpienia pól i lasów przez zwartą zabudowę miejską.

Rys. 10.12. Model miejskiej wyspy ciepła przy słabych wiatrach (wg T. J. Chandlera, 1965)

W okolicach wielkich aglomeracji miejskich - szczególnie o dużym skupieniu zakładów przemysłowych - występuje z reguły większe zanieczyszczenie atmosfery. Powoduje to zmniejszenie dopływu promieniowania słonecznego, głównie jednak bezpośredniego, gdyż duża zawartość cząstek zawieszonych w atmosferze przyczynia się do wzrostu udziału promieniowania rozproszonego. Typowym przykładem może być struktura całkowitego promieniowania słonecznego w Krakowie i jego okolicach (rys. 10.13). Największy udział promieniowania rozproszonego (ponad 40%) w śródmieściu Krakowa obserwuje się późną jesienią i zimą (IX—XII). W tych również miesiącach występują największe różnice pomiędzy centrum miasta i terenami podmiejskimi.

Przy wyższej zazwyczaj temperaturze powietrza nad miastem występują lokalne prądy wstępujące, które dodatkowo wynoszą napływające powietrze ku górze. Obszerna monografia na temat klimatu Wrocławia w okresie 35-letnim (1946-1980) autorstwa M. Dubickiej (1994) zawiera m.in. informacje, że zaburzenia równowagi radiacyjnej w mieście powodują głównie zanieczyszczenia atmosfery. Przyczynia się to do powstania „efektu cieplarnianego”, który powoduje zmniejszenie promieniowania długofalowego nawet o 14%, podczas gdy osłabienie promieniowania krótkofalowego ocenia się na ok. 6%.

289 —