Сучасні дослідження атмосферної циркуляції

Вітер характеризується горизонтальним рухом повітря відносно земної поверхні. Горизонтальна складова цього руху визначається за допомогою станційних приладів (флюгера, анемометра), а у вільній атмосфері - за допомогою кулепілотних спостережень. Вітер характеризується величиною швидкості вітру і вимірюється в м/с, км/год, вузлах або умовних одиницях (балах) за шкалою Бофорта, і напрямком, звідки дме вітер. Для позначення напряму вказують або румб (по 16-румбовой системі), або кут, який горизонтальний вектор швидкості вітру утворює з меридіаном (причому північ приймається за 360° або 0°, схід - за 90°, південь - за 180°, захід - за 270°) [97].

Переміщення повітряних мас зумовлюється циркуляцією атмосфери і визначається наявністю стаціонарних баричних центрів а також характером підстильної поверхні та формою рельєфу. Особливу роль у розподілі вітру відіграють висота і захищеність місцевості та шорсткість підстильної поверхні [9].

Швидкість і напрямок вітру завжди більшою чи меншою мірою коливаються внаслідок турбулентності повітряного потоку. Тому їх зазвичай визначають як згладжені, осереднені величини за деякий проміжок часу. Вітер швидкістю близько 5-8 м/с вважається помірним, вище 14 м/с - сильним; вище 20-25 м/с - штормовим, а вище 30-35 м/с - ураганом. Різкі короткочасні посилення вітру до значень порядку 20 м/с і вище носять назву шквалів. У поверхні землі на невеликих ділянках і на короткий час може встановлюватися повне безвітря - штиль.

Для представлення на кліматичних картах напрямок вітру узагальнюють різними способами. Можна нанести на карту в різних місцях рози вітрів. Можна визначити рівнодіючу всіх швидкостей вітру (розглянутих як вектори) в даному місці за той чи інший календарний місяць протягом багаторічного періоду і потім узяти напрямок цієї рівнодіючої в якості середнього напрямку вітру, але частіше визначається переважний напрямок вітру. Для цього визначається квадрант із найбільшою повторюваністю. Середня лінія квадранта приймається за переважний напрямок [37].

Вітер, як горизонтальний рух повітря, відбувається під впливом сили баричного градієнта, сили тертя, що відхиляє сили обертання Землі і відцентрової сили. Рушійною силою є сила баричного градієнта. Сила тертя істотно проявляється тільки в нижніх сотнях метрів. Внаслідок адаптації полів тиску і вітру прискорення вітру загалом невелике. Вертикальні складові вітру проявляються у випадку сильно вираженої конвекції, коли вони можуть перевищувати 10 і навіть 20 м/с, а також у випадках орографічних впливів, коли повітря може, наприклад, опускатися по гірському схилу при фені або борі. При фронтальних висхідних рухах вертикальна складова вітру вимірюється лише в см/с. Вітри над великими площами земної поверхні утворюють великі повітряні течії, з яких складається загальна циркуляція атмосфери [37].

Місцеві вітри - вітри певних напрямків, що несуть повітря з певними властивостями, мають у різних районах місцеві назви [37].

Місцеві вітри можуть бути проявом місцевих циркуляцій, незалежних від загальної циркуляції атмосфери, що накладаються на неї. Такі, наприклад, бризи по берегах морів і великих озер. Відмінності в нагріванні суші і води вдень і вночі створюють уздовж берегової лінії місцеву циркуляцію. При цьому в приземному шарі атмосфери вітер дме вдень з моря на більш нагріту сушу, а вночі, навпаки, з охолодженою суші на море. Характер місцевої циркуляції мають також гірничо-долинні вітри [37].

Місцеві вітри можуть представляти собою місцеві зміни (обурення) течій загальної циркуляції атмосфери під впливом орографії або топографії місцевості. Такий, наприклад, фен - теплий вітер, що дме по гірських схилах в долини, що виникає при перевалювання повітряної маси через гірський хребет. При фені відбувається підвищення температури повітря. Впливом орографії пояснюється і бору з різними її різновидами. Рельєф місцевості може створювати посилення вітрів у деяких районах до швидкостей, значно перевищують швидкості в сусідніх районах. Іноді особливі властивості надає місцевим вітрам проходження повітря над сильно нагрітою і сухою поверхнею, наприклад пустелі, або, навпаки, над сильно випаруваною (водної) поверхнею [37].

Місцевими вітрами називають вітри в певному районі і які, по суті, є перебігом загальної циркуляції. Інтенсивність їх прояву і характерність для даного географічного району є наслідком самого механізму загальної циркуляції і географічного розподілу синоптичних процесів. Таким місцевим вітром є, наприклад, сироко на Середземному морі. Крім сироко, відомі численні місцеві вітри в різних місцях Землі, що носять особливі назви: самум, хамсин, афганець та ін. Згадки про них можна знайти у фізико-географічних або кліматичних характеристиках окремих місцевостей [91-92].

У системі загальної циркуляції атмосфери виділяють два основні типи місцевих вітрів, що виникають під впливом змін повітряних течій загальної циркуляції атмосфери та фізико-географічних особливостей території і мають обмежене розповсюдження. За походженням розрізняють кілька видів місцевих вітрів. До вітрів, що виникають за умов нерівномірного нагрівання або охолодження суміжних ділянок підстильної поверхні, характеризуються добовою періодичністю напряму і швидкості, відносять бризи та гірсько-долинні вітри. До вітрів, що розвиваються внаслідок деформації повітряного потоку у складних формах рельєфу, належать нисхідні неперіодичні вітри (фен, бора, стоковий та сильний вітер у гірських ущелинах) [92].

Гірські масиви впливають на розподіл вітру, формуючи хвильову структуру під час руху повітряного потоку великої вертикальної потужності і утворюють сезонні вітри схилів, що виникають внаслідок нерівномірного прогрівання повітря на різних висотах. В Українських Карпатах та Кримських горах напрям вітру визначається розташуванням гірських хребтів та долин .

Вітровий режим України зумовлюється макроциркуляційними процесами в атмосфері та положенням баричних центрів над континентом Євразії та Атлантикою. 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 визначають річний хід характеристик вітру.

Напрям вітру. У розподілі переважного напряму вітру за рік виділяються дві зони, що знаходяться по обидва боки від великої осі Воєйкова, яка проходить приблизно у напрямі Кишинів-Луганськ. У цих зонах 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 - північний вітер, тому що 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 Українських Карпатах спостерігається вітер різних напрямів (північно-західний, південно-західний та південно-східний), на Південному березі Криму - в основному північно-західний та західний.

Весною відбувається перебудова баричного поля, внаслідок чого спостерігається вітер різних напрямів з однаковою ймовірністю. На більшій частині території (на півночі, сході та півдні) переважає східний та південно-східний вітер, на заході - північно-західний, західний, а на південному заході - південний та південно-східний.

Літній тип розподілу вітру встановлюється у червні, зменшуються баричні градієнти, ізобари набувають напряму близького до меридіонального. Тиск знижується з південного заходу на північний схід і тому в основному відмічається (липень) північно-західний та західний вітер, пов'язаний з тиловою частиною західних циклонів. У південних районах 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 панує і в приморських регіонах, де бризова циркуляція у вересні слабшає. На крайньому південному сході спостерігається вітер східного напряму.

Швидкість вітру. Найбільша середня місячна швидкість вітру спостерігається майже на всій території України у лютому (50-55 %), іноді цей максимум припадає на січень, листопад або грудень (10-15 %) і лише в окремих випадках - на березень, квітень (4-5 %).

Найменша швидкість вітру відмічається влітку, коли Україна перебуває під впливом Азорського антициклону, а циклонічна діяльність послаблена. У липні-серпні на більшій частині території швидкість вітру зменшується до мінімальних значень.

Мінливість швидкості вітру за окремі місяці незначна, 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 температурною неоднорідністю а також сезонними барично-циркуляційними процесами у поєднанні з орографічними особливостями місцевості. У холодний період року найбільші баричні градієнти спостерігаються у південних районах і виникають внаслідок взаємодії Чорноморської депресії та області підвищеного тиску, які розташовані над північними районами, що призводить до виникнення підвищеної енергії переносу повітряних мас. Значна швидкість на узбережжях Чорного та Азовського морів пов'язана також з наявністю великих водних просторів і місцевої бризової циркуляції.

Різниця швидкості вітру між північними та південними районами у холодний період року досягає 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 думка, що зменшення швидкості вітру пов'язано з переходом у 1966 p. На 8-строкові спостереження. Крім цього, у 1965-1970 pp. На метеорологічній мережі розпочато вимірювання швидкості та напряму вітру дистанційним анеморумбометром, який осереднює характеристики вітру за 10-хвилинний інтервал, тобто 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 причинами, а як наслідок зміни у макроциркуляційних процесах [4].

У літні місяці швидкість вітру має добре виражений добовий хід. Максимальне її значення спостерігається у післяполуденні години і припадає на 15 год. Мінімальна швидкість відмічається у нічні години. Добова амплітуда швидкості вітру у липні коливається на території від 1,0 до 3,0 м/с. Взимку добовий хід має згладжений характер, добова 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 вітру зменшується до 50-60 %. Швидкість 6-10 м/с найчастіше спостерігається у холодний період року або у перехідні сезони. Вітер зі швидкістю понад 10 м/с буває рідко, у зимові місяці на більшій частині території частота його становить 3-8 %, у гірських районах вона зростає до 20-30 %, влітку майже на всій території зменшується до 1-2 %, у горах - 10 %.

Вітер зі швидкістю понад 15 м/с на значній території у середньому за рік відмічається від 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 Приазовської височин та прибережної смуги Азовського і Чорного 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 понад 15 м/с. Посилення вітру понад 15 м/с найчастіше відбувається на відкритих підвищеннях північно-східного схилу (Пожежевська) щорічно буває близько 100 днів з вітром понад 15 м/с, а на масиві Чорногора (висота 2000 м) в окремі місяці - 20-25 днів, тобто майже кожного дня. Значною повторюваністю вітру такої швидкості характеризується район Передкарпаття, де середнє число днів за рік досягає 30-40 днів.

Місцеві вітри. В Україні поширені бризи (на узбережжях Чорного і Азовського морів а також озер, лиманів, водойм), фени та гірсько-долинні вітри (в Українських Карпатах та Кримських горах). Ці вітри можуть ускладнювати роботу авіації і морського транспорту, завдавати шкоди сільськогосподарським угіддям, переносити забруднюючі речовини тощо.

Бриз - несильний вітер (зазвичай до 4 балів за шкалою Бофорта) на узбережжі великої водойми (великих озер, водосховищ, річок, морів), що змінює свій напрямок протягом доби відповідно до зміною напрямку і значення горизонтального градієнта температури (поперек берегової риси), пропорційно різниці температури суша-вода.

Бризова циркуляція викликається нерівномірним нагріванням повітря в зоні сполучення суша - море протягом добового циклу. Вдень короткохвильова сонячна радіація сильніше нагріває сушу в порівнянні з морем, створюючи горизонтальний градієнт температури поверхні і приземного пограничного шару атмосфери, а отже, і горизонтальний градієнт тиску. В результаті над сушею вдень розвивається конвективний прикордонний шар, знижується тиск, і далі виникає приплив на сушу холодного стійкого стратифікованого морського повітря. Цей потік повітря в нижній частині прикордонного шару утворює гравітаційне перебіг. Передній фронт течії і область інтенсивної конвективної хмарності просуваються на сушу, формуючи так званий морський бриз. У верхній частині прикордонного шару виникає течія, замикаючи, таким чином, осередок бризової циркуляції. Вночі утворюється протилежний нічний, або сухопутний бриз, що дме з суші на море [22].

Бризи утворюються під впливом неоднаково нагрівання суші і моря. Важливими ефектами переважаючих вітрів у прибережних районах є морський і континентальний бризи. Море (або менша водойма) нагрівається повільніше суші за рахунок більшої теплоємності води. Більш тепле (а тому й більш легкий) повітря над сушею піднімається вгору, створюючи зони зниженого тиску. В результаті утворюється перепад тиску між сушею і морем, який зазвичай становить 0,002 атм. Завдяки цьому перепаду тиску прохолодне повітря над морем рухається до суші, створюючи прохолодний морський бриз на узбережжі.

Добовий цикл розвитку бризової циркуляції. Бризова циркуляція в літній період збуджується потоками явного тепла в прикордонному шарі атмосфери: вдень - за рахунок поглинання короткохвильової радіації сушею і подальшого турбулентного обміну теплом з приземним прикордонним шаром атмосфери, а вночі - за рахунок радіаційного охолодження приземного пограничного шару. Вдень над сушею розвивається конвективно нестійкий, а вночі, навпаки, стійко-стратифікований прикордонний шар. Атмосферне прикордонний шар над морем влітку змінюється протягом доби набагато менше, і тому основною причиною добового циклу бризової циркуляції є зміни в приземному прикордонному шарі [22].

Область істотна для утворення бризів розташовується в прибережній смузі морів (близько 30-40 км). Уночі вітер дує від берега до моря (береговий бриз), а вдень, навпаки, - з моря на сушу. Морський бриз починається близько 10 годин ранку, а береговий - після заходу сонця. Бриз відноситься до вітрів вертикального розвитку і на висоті кількох сотень метрів дує в зворотну сторону. Інтенсивність бризу залежить від погоди. У жаркі літні дні морський бриз має помірну силу до 4 балів (4-7 м/с) береговий бриз значно слабкіше. На суші так само можна спостерігати бризи. Вночі в поверхні землі існує тяга повітря з поля до лісу, а на висоті крон дерев - з лісу до поля. Зазвичай бриз добре виражений в теплу частину року при малохмарній погоді, коли контраст температури суша-вода найбільший (близько 20 °С). Розрізняють денний (морський, озерний) і нічний (берегової) бриз [37].

В Україні бризи спостерігаються на узбережжях Чорного та Азовського морів (влітку число днів з бризами досягає 18-20) а також на берегах водосховищ Дніпра, Дністра, Сіверського Дінця, на Шацьких озерах тощо. Зокрема, бризова циркуляція у районі Дніпровських водосховищ зумовлює зменшення атмосферних опадів [37].

Для прибережних районів характерний взаємний вплив суходолу та моря, в основі якого лежать відмінності складових радіаційного та теплового балансів. Радіаційний баланс моря влітку на 40-54 % більший, ніж суходолу.

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. Найчастіше вони спостерігаються у липні-серпні. Понад 70 % денних бризів буває, коли різниця температури між суходолом і морем перевищує 20°С [43]. Якщо вона менша. 5°С, бризи не виникають. Морський бриз розповсюджується вглиб суходолу до 30-40 км, а береговий - вглиб моря до 20-30 км. Бризи, у свою чергу, впливають на радіаційний режим приморської смуги.

Найбільше число днів з бризовою циркуляцією припадає на Південний берег Криму. Проте повторюваність 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 [43].

Гірсько-долинні вітри - вітри місцевої циркуляції повітря між гірським хребтом і долиною з добовим періодом: вдень - долинні, спрямовані з долин до гір, вночі - гірські, тобто стік холодного повітря з високих місць у долину. Розрізняють власне гірські (нічні) і долинні (денні) вітри, захоплюючі усе ложе долини, і вітри схилів, що дмуть вдень вгору по нагрітих схилах (в порівняно тонкому шарі), вночі - вниз [37].

Гірсько-долинні вітри - результат спільної дії радіаційних, циркуляційних, орографічних і ландшафтних факторів погоди і клімату. Ця циркуляція добре розвинена в теплу пору року при антициклонічній малохмарній погоді. У добовому ході вітер у земної поверхні посилюється вдень на дні і схилах долин і слабшає до ночі, потім починається гірський вітер, що посилюється до світанку. У вільній атмосфері вище рівня звернення вітру максимум швидкості вітру спостерігається вночі, мінімум - вдень, тобто назад тому, що спостерігається у земної поверхні. Добовий хід висоти долинного вітру такий, що зазвичай вранці вітер починається відразу в значній товщі атмосфери, вдень висота цього шару найбільша, до вечора вона зменшується [37].

Особливість долинного вітру полягає у зменшенні його швидкості з висотою, зазвичай до рівня навколишніх вершин, вище яких переважає градієнтний вітер. Гірський нічний вітер може починатися стрімко, як обвал повітря, охолодити на високогір'ях [37].

В Україні гірсько-долинна циркуляція найбільш розвинена у долинах Українських Карпат і Кримських гір. В Українських Карпатах гірсько-долинні вітри найбільшого розвитку набувають у теплий період року, коли циркуляційна діяльність слабшає і основна кліматоутворювальна роль переходить до радіаційних факторів. Взимку у разі переважання похмурої погоди і значних баричних градієнтів гірсько-долинні вітри не виражені, тому їх повторюваність змінюється від 9 днів у Передкарпатті до 15 у гірських районах Українських Карпат. У Кримських горах гірсько-долинні вітри розвиваються у поєднанні з бризами. Вони спостерігаються часто, у долинах майже всіх гірських річок. Найбільшого розвитку вони досягають у вересні, найменшого - взимку [37].

Фен - теплий і сухий стоковий вітер, часто сильний, поривчастий, що дме з гір у підвітряні долини. Фени - вимушені спадні руху (під впливом орографії), що розвиваються за рахунок кінетичної енергії основного повітряного течії над горами. Порівняно висока температура і мала вологість при фені обумовлена адіабатичним нагріванням повітря при його русі вниз по гірських схилах. Температура може досягати максимальних значень для даної пори року і району, а відносна вологість - опускатися нижче 30 % [37].

В Україні фени характерні для Українських Карпат і Кримських гір. В Українських Карпатах фен спостерігається у холодний період року (зима-весна), коли циклонічна діяльність досягає максимального розвитку.

Атмосферні явища, які за своєю інтенсивністю, періодами виникнення, тривалістю та площею поширення можуть завдати або завдавали збитків господарству країни та населенню, прийнято вважати стихійними метеорологічними явищами. В окремих випадках стихійні явища набувають катастрофічного характеру і завдають збитків, які інколи складають десятки, в окремих випадках сотні мільйонів гривні за рік.

Особливості географічного положення України та синоптичних процесів, що розвиваються на її території, створюють умови для частого виникнення стихійних метеорологічних явищ та зумовлюють надзвичайну складність розподілу їх у просторі та часі.

В Україні стихійні метеорологічні явища спостерігаються майже щорічно у будь-якому районі. Значних збитків завдає також сильний вітер (максимальна швидкість понад 25 м/с), шквали, смерчі. Вітер з такою швидкістю спостерігається майже кожного року. Найчастіше він спостерігається у гірських районах Українських Карпат, Кримських горах, на Донецькій, Волинській, Подільській височинах. На рівнині найбільшого впливу стихійних метеорологічних явищ протягом року зазнають східні та південні області.

Хуртовини зумовлюються синоптичними процесами, що мають великі масштаби розповсюдження і значну тривалість. В Україні найчастіше вони пов'язані з переміщенням південних циклонів і улоговин із півдня та південного заходу. Циклони, орієнтовані з Середземного або Чорного морів, викликають хуртовини майже на всій території. У тилу циклонів у північно-східних областях, у районі Донецької височини та Передкарпатті виникають сильні хуртовини (швидкість вітру 15 м/с і більше протягом 12 год). Тривалі та інтенсивні хуртовини часто утворюються також у зоні теплих фронтів циклону. Особливо на малорухомих фронтах у перехідній зоні між антициклоном та циклоном, за значних баричних та термічних градієнтів

Розвиток градових хмар зумовлений інтенсивними конвективними процесами, що виникають на атмосферних холодних фронтах, а також на фронтах оклюзії за типом холодного. Термічна конвекція, яка виникає внаслідок нестійкої стратифікації атмосфери, може бути викликана не тільки проходженням фронтальних розділів, а також прогріванням повітряної маси від підстильної поверхні при внутрішньомасових атмосферних процесах. Найбільшої інтенсивності градоутворення досягає у тих випадках, коли ці процеси збігаються [86]. Найбільша повторюваність граду пов'язана з проходженням холодних фронтів і фронтів оклюзії, дещо менша - з внутрішньо-масовими процесами. У літні місяці формування граду найчастіше відбувається під впливом фронтальних процесів: у 75 % випадків граду пов'язане з холодними фронтами, 19 % - з фронтами оклюзії і лише 5 % - з теплими фронтами. У квітні та вересні випадання граду зумовлено внутрішньомасовими процесами [45].

Виникнення шквалу тісно пов'язане з атмосферними фронтами, а в решті випадків - з внутрішньомасовими процесами. Серед фронтів істотно переважають холодні, особливо у східних областях. Здебільшого це малорухомі квазімеридіонально орієнтовані фронти, розташовані в улоговинах, які поступово переміщуються із заходу на схід. Враховуючи локальність явища, дані про шквали доцільно розглядати осередненими для певних територій, зокрема - для адміністративних областей [84]. Інколи шквали виникають одночасно у декількох областях (6-8), досягаючи категорії сильних. Так, 29 червня 1968 р. шквал спостерігався у північних і центральних областях, швидкість вітру становила 34 м/с, у тому ж році 17 вересня - у центральній і південній частинах країни, швидкість вітру досягала 35 м/с. Шквал, який 23 жовтня відмічався на заході та в деяких центральних і північних областях, супроводжувався швидкістю вітру 40 м/с. Шквал 1 липня 1974 р., хоча і спостерігався лише на території Харківської області і міста Харкова, був руйнівним за своїми наслідками [10]. У Київській, Черкаській, Кіровоградській областях шквал відмічався 7 червня 1975 р. [78]. За побічною інформацією швидкість вітру досягала 50 м/с. Можливо шквал поєднувався із смерчоподібним вихором. Така ж ситуація була і 28 липня 1981 р. під час шквалу на північному заході [65]. Значна територія поширення шквалу і велика швидкість вітру відмічались 18-19 липня 1984 р., 6-8 липня 1988 р., 31 серпня 1989 р., 12-13 серпня 1994 р. Руйнівними також були шквали 23 червня 1997 р. у західних областях та 4-5 липня 2000 р. - у західних та південних.

Смерчі розвиваються на атмосферних фронтах, що формуються у процесі адвекції теплого та вологого субтропічного (тропічного) повітря на фоні вторгнення найхолодніших арктичних та помірних повітряних мас. Потужні купчасто-дощові хмари, утворенням яких супроводжуються процеси фронтогенезу, під час смерчу зазвичай простягаються від приземного рівня через всю товщу тропосфери до нижньої стратосфери. Значна нестійкість атмосфери, висока її вологоємність, достатньо потужний шар із конвергенцією вітру - основні прогностичні ознаки утворення смерчу. 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 [71]. В Україні смерчі спостерігаються порівняно часто. За останні 30-40 років їх було відмічено понад 70 випадків, що потребує врахування смерчо-небезпечності території під час проектування, розміщення і експлуатації потенційно небезпечних промислових об'єктів [48]. У світовій практиці відомі випадки проходження смерчу через майданчик електростанції (АЕС) [93], що спричинило значні руйнування.

Пилова або чорна буря - явище, що спричинюється перенесенням сильним вітром великої кількості пилу (піску) і супроводжується значним погіршенням видимості. Вона виникає під час посушливої погоди і посилення швидкості вітру до значень, за яких відбувається видування із підстильної поверхні часток пилу (піску). 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 Сарати - Болграда [35, 45]. Пилові бурі, що виникають поблизу Херсона, досить часто поширюються у напрямі Клепиніне - Мелітополь - Запоріжжя.

Отже, на території України під дією зональної циркуляції атмосфери формується вітровий режим, який змінюється під впливом орографічних особливостей території.

2.6 Методика дослідження вітру

Атмосфера та явища, що в ній відбуваються, вивчаються за допомогою прямих і непрямих методів.

До прямих методів належать метеорологічні спостереження в приземному шарі, дослідження з використанням літаків, ракет і штучних супутників Землі, а також аерологічні спостереження за допомогою радіозондів (на висоті до 40 км). Дані цих спостережень і досліджень є основними для упорядкування синоптичних, аерологічних карт і прогнозів погоди. З метою детального вивчення приземних шарів атмосфери, хмар, туманів застосовуються спеціально обладнані літаки, аеростати і вежі. Крім того, спостереження за хмарами, опадами, грозовими і градовими осередками здійснюються за допомогою спеціальних метеорологічних радіолокаторів (МРЛ).

До непрямих методів вивчення верхніх шарів атмосфери належать спостереження за перламутровими (на висотах 20-30 км) і сріблястими хмарами (на висотах 70-90 км), напрямком слідів метеорів (на висотах 40-150 км), аномальним поширенням звуку, полярними сяйвами, розповсюдженням радіохвиль.

Статистичні методи в метеорології застосовуються в основному для аналізу метеорологічних даних за минулий період і висновків про режим погоди в майбутньому. Крім того, вони використовуються для перевірки цінності тих чи інших фізичних експериментів, оцінки ефективності методики прогнозування або кваліфікації прогнозистів. Статистичні методи прогнозу різні залежно від періоду, на який дається прогноз. Прогноз на період більше п'яти днів є по суті кліматологічним, тоді як прогноз на термін менше п'яти днів - синоптичним. Як в кліматології, так і в синоптичній метеорології статистичні методи грають важливу роль. При прогнозуванні на більш короткі періоди основну увагу приділяється взаємозв'язку метеорологічних параметрів в даний період часу з такими ж або іншими параметрами в попередній період [59].

В метеорології і кліматології статистистичні методи використовуються з початку регулярних метеорологічних спостережень, головним чином, у вигляді середніх і екстремальних значень. Однак за середніми і екстремальним величинам вдається представити лише загальний характер, але не можна виявити структурні особливості розподілу елементів в часі і просторі і, отже, неможливо встановити об'єктивні закономірності атмосферних процесів, що формують клімат, або інші компоненти географічного середовища [30].

Відомо, що швидкість вітру, як і інші елементи клімату, схильні до суттєвих змін як у часі, так і в просторі. Тимчасова мінливість швидкості вітру в кожному конкретному випадку зумовлюються, головним чином, зміною циркуляційних процесів протягом року, проте відомо, що розподіл швидкості вітру по території визначається, в основному, двома чинниками: особливостями атмосферної циркуляції і характером підстильної поверхні. Однією з основних задач при вивченні метеорологічних рядів, у тому числі і швидкості вітру, є розрахунок і аналіз їх статистичних характеристик.

Дані, які використані в даному досліджені, отримані з метеостанцій Донецької області та тих, що знаходяться поза її межами, для повного покриття території досліджуваної території. Для дослідження були використані дані з таких метеостанцій: Донецька область - Амвросіївка, Артемівськ, Волноваха, Дебальцево, Донецьк, Маріуполь, Удачне; Запорізька область - Бердянськ, Гуляйполе; Дніпропетровська область - Чаплино; Харківська область - Ізюм, Лозова, Куп'янськ; Луганська область - Біловодськ, Сватово, Новодар'ївка. Дане дослідження є продовженням досліджень, які проводилися раніше.

При відсутності показників розподілу слід проводити аналіз метеорологічних величин, порівнювати їх між собою в різні сезони та районах, і на підставі цього застосовувати опосередковані методи розрахунку показників дуже важко. Тому необхідно отримати значення головних статистичних показників розподілення метеорологічних величин: середніх (V), середніх квадратичних відхилень (?), коефіцієнтів асиметрії (Kas) та ексцесу (E) . Основні вибіркові параметри поділяють на три групи. Першу групу утворюють показники середнього положення, або центральної тенденції. До них відносяться мода, медіана, різні види середніх. Вони виражаються іменованими величинами, тобто зберігають розмірність ознаки.

Другу групу утворюють показники різноманітності ознаки (розкиду, мінливості): середньоквадратичне відхилення, квадрат відхилень, коефіцієнт варіації. Третю групу утворюють показники форми розподілу: показники асиметрії та ексцесу.

Показники середнього положення можна розділити на такі групи:

· непараметричні, тобто значення яких не залежить від частотного розподілу (мода, медіана);

· параметричні, значення яких тісно пов'язане з формою розподілу частот точніші (середні величини: арифметичне, гармонійне, квадратичне, кубічне, геометричне).

Мода (Мо) являє собою найбільше значення ознаки, що зустрічається у варіаційному ряду. На графіку вона відповідає максимальній ординаті і знаходиться на вершині варіаційної кривої. Якщо варіаційний ряд розбитий на класи, то мода відповідає максимальній частоті класу, який називається модальним, і визначається за формулою (4.1) [87]:

(4.1)

де, xm - менша межа модального класу; - класовий інтервал; f1 - частота класу, що передує модальному; f2 - частота модального класу; f3 - частота класу наступного за модальним.

Медіана (Me) - середня варіанта у ранжируваному варіативному ряду, яка ділить його на дві рівні за кількістю варіант частини. При непарному числі варіант середину ряду становитиме одна варіанта (медіана). При парному числі варіант середину ряду утворюють дві варіанти, середнє арифметичне яких буде характеризувати медіану. При угруповання варіаційного ряду в класи медіану визначають за такою формулою (4.2) [87]:

(4.2)

де, xMе - початок класу, в якому знаходиться медіана; - класовий інтервал; N - обсяг вибірки; ?f - сума частот всіх класів, що передують модальному класу; fMo - частота модального класу.

Середнє арифметичне (М, х) являє собою величину, сума позитивних і негативних відхилень від якої дорівнює нулю. Воно є основною характеристикою статистичної сукупності. Для незваженого варіаційного ряду середнє арифметичне обчислюється за формулою (4.3) [55]:

, (4.3)

де, ?х - сума всіх варіант сукупності, N - її обсяг.

Середнє квадратичне відхилення (?) - показує ступінь розсіювання значень статистичної сукупності близько середнього значення. Середнє квадратичне відхилення визначається за формулою (4.4) [87]:

, (4.4)

де, xi - індивідуальна варіанту сукупності; xi-М - відхилення від середнього індивідуальних варіант, N - обсяг сукупності.

Коефіцієнт асиметрії (Kas) - числова характеристика розподілу ймовірностей дійсної випадкової величини. Коефіцієнт асиметрії визначається за формулою (4.5) [87]:

, (4.5)

де, Мо - мода; М - середнє арифметичне; ? - середнє квадратичне відхилення.

Коефіцієнт ексцесу E - числова характеристика розподілу ймовірностей дійсної випадкової величини. Коефіцієнт ексцесу характеризує «крутість», тобто, стрімкість підвищення кривої розподілу у порівнянні з нормальною кривою. Коефіцієнт ексцесу визначається за формулою (4.6)

, (4.6)

де, М - середнє арифметичне; ? - середнє квадратичне відхилення; N - обсяг сукупності.

При обробці спостережень над вітром доводиться обчислювати велике число різних кліматичних показників [7, 14, 18]. Обумовлено це, по-перше, широким використанням кліматичних показників вітру при вивченні режиму загальної циркуляції атмосфери, в дослідженнях з теорії клімату, при вирішенні різноманітних прикладних задач. По-друге, вітер є векторною величину. Тому для опису вітрового режиму потрібно ряд характеристик модуля вектора швидкості вітру, його напрямки, а також різних поєднань швидкості і напряму вітру [40]. Для характеристики режиму вітру у більшості випадків використовують наступні кліматичні показники:

Ш середня швидкість вітру;

Ш повторюваність різних градацій швидкості вітру;

Ш максимальна швидкість вітру;

Ш повторюваність різних напрямків вітру;

Ш середню швидкість вітру при даному напрямку;

Ш повторюваність різних напрямку вітру по градаціях швидкості.

Перераховані кліматичні показники обчислюють для стандартних висот або для головних ізобаричних поверхонь. Напрямки вітру, які в первинному матеріалі спостережень виражені в градусах, групують по восьми румбах і обчислюють повторюваність кожного румба.

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. Це дозволить виявити вплив місцевих умов, а не періоду спостережень. Велике значення у картографуванні має щільність метеорологічної мережі. На території України спостереження за основними метеорологічними величинами 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.км2). На території областей, де розташовані Українські Карпати, за винятком Чернівецької області, припадає. 4-7 станцій на 10 тис.км2. Найменша кількість станцій (близько 2 на 10 тис.км2) знаходиться у Рівненській, Житомирській та Луганській областях, де одна станція приходиться відповідно на 6,7, 6,0 і 6,3 тис.км2.

Основний спосіб, застосовуваний для кліматичних карт, - ізолінії. Використання ізоліній обумовлене безперервним, суцільним характером поширення кліматичних елементів (атмосферний тиск, температура й вологість повітря і т.п.), а також їхньою поступовою зміною. При цьому способі досить важливий обґрунтований вибір кількісних інтервалів з обліком їхнього практичного значення й точності використовуваних матеріалів [58]. Велика увага під час побудови карт приділяється також вибору інтервалу між ізолініями. Це досить складне питання і вирішення його залежить від багатьох чинників: амплітуди коливання метеорологічної величини, її мінливості, масштабу карти, її призначення та ін. Згідно зі статистичними вимогами інтервал між ізолініями повинен бути рівним подвоєному значенню середнього квадратичного відхилення і не меншим від середньої похибки інтерполяції [2]. У подальшому зменшення інтервалу між ізолініями статистичне не обґрунтовано і може привести до спотворення дійсності.

Розділ 3. ФІЗИКО-ГЕОГРАФІЧНІ ФАКТОРИ ВІТРОУТВОРЕННЯ ТЕРИТОРІЇ

Під впливом фізико-географічних чинників формуються динамічні процеси в атмосфері і зокрема вітроутворення, де приземний шар атмосфери переходить в інший якісний стан.

Основними фізико-географічними чинниками формування великомасштабних процесів в атмосфері і вітроутворення є геолого-геоморфологічні умови, гідрологічні і погодно-кліматичні чинники, особливості ґрунтів, ландшафтів як природного фону. Особливе місце займає господарська діяльність суспільства, внаслідок чого відбуваються зміни природних умов, або тих чи інших географічних чинників.

3.1 Геоморфологічні умови

Донецька область розташована у степній зоні південно-східної частини України [41]. На південному заході та заході вона межує з Дніпропетровською та Запорізькою областями, на північному заході - з Харківською, на північному сході - з Луганською, на сході - з Ростовською областю Російської Федерації, а з півдня - омивається Азовським морем. Територія області простягнулась з півночі на південь на 240 км та зі сходу на захід - на 170 км. Площа 26,5 тис. км2. Область займає західну частину Донецького кряжу на східну половину Приазовської височини. По території краю проходить вододіл річок басейнів Чорного та Азовського морів.

Рельєф Донецької області горбисто-рівнинний, з характерною сильною ерозією ґрунтів. Північна та центральна частини області - це Донецький кряж, південна - Приазовська височина. У ландшафтній структурі території області переважають степові височини та схили , степові рівнинні комплекси терас, а також горбисті, піщані та лісові рівнини, річкові долини та мережа балок. Типові ландшафти області - сильно розчленовані балками рівнини та височини, які переходять у заплавні ландшафти річкових долин, а також лиманні рівнини на морському узбережжі.

Донецький кряж є головним у Донецькій області. За своїм характером земна поверхня кряжу є хвилястою рівниною. Максимальні відмітки висот по Донецькому кряжу 200-260 метрів (Саур-могила, 277 м). Амплітуда висот в цих районах досягає 200 м.

Крайня північ області - це Донецька терасна рівнина, яка є долиною Сіверського Дінця і розміщена між Донецьким плато і Донецьким кряжем. Ширина долини коливається від 4 до 26 км, довжина її - 200 км.

На півдні області розташована Приазовська височина, яка є хвилястою поверхнею, де виділяються самотні горби, так звані «Могили» (сама висока точка - Могила Гончариха, 278 м). Приазовська височина також розчленована ярами і балками, але значно менше, ніж Донецький кряж. Місцями на височині оголюються корінні породи - граніти і гнейси. Поступово знижуючись в південному напрямі, Приазовська височина переходить у вузьку Приазовську низовину - частину обширної Причорноморської рівнини, що займає весь південь України. Вона є рівним розораним степом, що спускається до Азовського моря.

У районі поширення вапняків (Волноваський район) і солей (Артемівський і Слов'янський район) розвинені карстові форми рельєфу. Своєрідність до рельєфу Донецької області вносять об'єкти техногенної діяльності людини - сотні порідних відвалів, висота яких інколи перевищує 100 метрів.

Донецька область розташовується на південно-східній околиці Східно-Європейської платформи - одної з найбільших і відносно стійких ділянок земної кори. Кристалічна підстава платформи складається кристалічними сланцями, гнейсами і гранітами архею і протерозою. Осадовий чохол складається з відкладів палеозою, мезозою і кайнозою, що досягають потужності 3-5 км. У Дніпровсько-Донецькій западині Східно-Європейської платформи, що захоплює північ Донецької області, спостерігаються багаточисельні соляні куполи з покладами нафти, газу і кам'яної солі. Характерною особливістю геологічної будови є наявність потужних відкладів кам'яновугільної системи в центральній і східній частинах області і вихід на поверхню інтрузивних утворень кристалічного щита в південних і західних районах.

Основну частину запасів поверхневих вод Донецької області складають річки. Їх в області налічується 247, але лише 8 мають протяжність понад 40 км. Донецька область знаходиться на водорозділі трьох річкових басейнів: басейн Дніпра - західна частина області (річки Самара, Вовча, Мокрі Яли, Бик та ін.); басейн Сіверського Донця - північ і схід області (річки Казенний та Кривий Торець, Лугань, Міус, Кринка та ін.); басейн річок Приазов'я - південь області (річки Кальміус, Кальчик, Берда, Грузький Єланчик та ін.). Всі річки живляться за рахунок опадів, талих снігових вод, джерел і промислових стоків. Головна водна артерія краю - річка Сіверський Донець, що протікає на його території впродовж 95 км. Загальна протяжність річки - 1053 км, площа басейну - 100 тис. км2. Основні ліві припливи Сіверського Дінця - Жербець, Оскол; праві - Казенний Торець, Бахмут, Лугань. Сіверський Донець належить басейну річки Дон.

З Донецького кряжу беруть початок такі річки як Самара і Вовча, що належать басейну річки Дніпро. Річки Кальміус з Кальчиком, Міус з Глечиком і інші невеликі річки впадають в Азовське море. Природний стік річок, який формується в межах області, 550-900 млн. м3 в рік. Природних озер в області мало. Ці невеликі водоймища розкидані в заплавах річок. Більш всього такі озера в заплаві Сіверського Дінця. Біля Слов'янська, в басейні Казенного Торця є три солоні озера: Ріпне, Слепноє і Вейсово. Серед водних об'єктів області слід виділити також 1804 штучних водоймищ з площею водного дзеркала більше 1 га, з них 8 водосховищ площею більше 6 км2 і більше 1650 ставків. Загальний об'єм водоймищ складає 1100 млн. м3.

Основні водосховища - Кураховське, Вуглегорське, Павлоградське, Старобешівське, Клебан-Бикське, Волинцевське, Карловське, Старокримське, Краснооськольське та ін. Величезну роль у водопостачанні Донецької області грає канал Сіверський Донець-Донбас протяжністю 131 км і потужністю подачі води 43 м3/с. На півдні Донецької області її землі омиваються Азовським морем. Його площа складає всього 38 тис. км2, а глибина не перевищує 14 метрів.

3.2 Кліматичні чинники

Вся територія Донецької області розташована в помірному кліматичному поясі. Донецька область відноситься до південної атлантико-континентальної кліматичної області, яка, у свою чергу, поділяється на три кліматичні райони: північний, південий та район узбережжя морів. Дана кліматична область характеризується такими параметрами: середня температура січня -2…-6 ?С, середня температура липня +21…+23 ?С, абсолютний мінімум температури - -32…-42 ?С, абсолютний максимум температури +39…+41 ?С, тривалість безморозного періоду - 200-175 днів, кількість опадів - 400-550 мм/рік.

Територія області отримує значну кількість годин сонячної радіації. Число годин сонячного сяйва становить 2000 на рік. Найбільше число годин сонячної радіації отримують південні території (район Урзуфа, Ялти). Населені пункти південної частини донецького краю знаходяться на тій же широті, що й Ростов-на-Дону, Астрахань, Гур'єв, Балхаш, Будапешт, Відень, Париж.

На клімат Донецької області впливають циркуляція повітряних мас та близькість до Азовського моря. На циркуляцію повітряних мас великий вплив мають арктичні повітряні маси, які формують загальнокліматичні процеси на території Руської рівнини, близькість Атлантики, а також циркуляція повітряних мас над Азіатською частиною материка Євразія. Так, повітряні маси, що йдуть з Арктики, приносять з собою пониження температури.

У зимові місяці часто в регіон проникають холодні повітряні маси з Сибіру, Монголії. Вони формуються в зоні Сибірського і Монгольського максимумів (антициклонів) і викликають різке зниження температури. Проникнення повітряних мас з Атлантики в зимовий час призводить до потепління і випадання опадів.

Найбільш холодний місяць року - січень (-6 ?С - -7,8 ?С), найбільш теплий - липень (+ 20,9 ?С - + 22,9 ?С). Характерні різкі коливання температур, особливо взимку і восени. Різниця між середніми температурами взимку і влітку становить 28-30 ?С, а між абсолютним мінімумом і абсолютним максимумом - більш 80 ?С. За багаторічними спостереженнями заморозки починаються в першій декаді жовтня і припиняються в третій декаді квітня. На півдні заморозки припиняються навесні раніше, а починаються восени на 8-10 днів пізніше. Внаслідок цього тривалість безморозного періоду становить 175-200 днів, а на півночі - 150-175 днів.

Взимку панують вітри східних, південно-східних румбів зі швидкістю 5-6 м/с. Східні вітри містять дуже мало вологи, що сприяє весняним суховіїв. Найбільш часто суховії спостерігаються в травні. В цей час відносна вологість повітря падає до 11-14 %.

Опади за сезонам року розподіляються вкрай нерівномірно. Влітку випадає до 50 % річної суми (в червні - до 15 %). Кількість опадів зменшується в напрямку з північного-заходу на південний-схід. Найбільше опадів випадає на території Донецького кряжу.

Для Донецької області характерні такі явища погоди як посухи. Вони повторюються кожні 10-12 років. Пояснюється це, швидше за все, підвищеною сонячною активністю, яка повторюється кожні 10-12 років.

На клімат Донецької області великий вплив впливає антропогенна діяльність. Особливо це проявляється у великих промислових містах.

3.3 Ландшафтно - ґрунтові особливості

Наявність різноманітних форм рельєфу привела до створення на них різноманітних видів ґрунтів. На лісовидних породах утворилися гумусні чорноземи. У заплавах річок і балок. Лугові чорноземи, луго-болотні, переважно із засоленими ґрунтами. Всього на карті Донецької області виділено 60 видів ґрунтів. Звичайні чорноземи займають 92 відсотки території, дернові - 4, лугові, болотні і виходи порід - по 1, засолені й опідзолені - по 0,5 %. Потужність чорноземів і вміст гумусу знижується з півночі на південь. На Донецькому кряжі панують чорноземи хрящуваті, утворені на продуктах вивітрювання кам'яновугільних порід, а по північних схилах кряжа - на крейдах і мергелях; на Приазовській височині - малогумусні на лесових породах; у долах Сіверського Дінця й інших рік солонцюваті чорноземи, лугово-піщані ґрунти. В області переважають середньо- і малогумусні чорноземи звичайні. В долинах річок поширені лучно-чорноземні і лучні ґрунти. На півдні місцями трапляються солончаки і солонці.

Ландшафти Донецької належать до північностепових з байрачними дібровами. Ландшафти області - сильно розчленовані балками рівнини та височини, які переходять у заплавні ландшафти річкових долин, а також лиманні рівнини на морському узбережжі. На території області велика кількість ландшафтів: лесові сильно розчленовані височини із чорноземами звичайними, ярами та балками; височини денудаційні хвилясто-пасмові з чорноземами та дерновими щебенюватими та чорноземами звичайними малогумусними, з грабовими дібровами; височині лесові розчленовані із чорноземами звичайними; терасні лесові горбисті із чорноземами звичайними, горбисті із сухими борами, піщаними степами; лісові, лучно-болотні, лучні остепнені заплави, плавні. Вздовж річок наявні заплавні ландшафтні.

Ландшафти належать до степових.

Характеризуються рівнинно-низовинною, схилово-височинною поверхнею, розчленованою річковими долинами, балками, з великою кількістю степових подів і блюдець на низовинах. У рослинному покриві в минулому переважали природні степи, серед яких були поширені лучно-степові, степові галофітні, петрофітні угруповання, байрачні ліси; тут домінують чорноземи звичайні та південні, темно-каштанові ґрунти в комплексі з солонцями, солончаками. Висока розораність степових ландшафтів, характер вітрової діяльності та випадання атмосферних опадів спричиняють розвиток вітрової і водної ерозії. Степові ландшафти поділяють на три підтипи: північностепові, середньостепові, сухостепові.

Донецька область - рівнина, тому переважають ландшафти з ярами та балками. Також на території Донецької області є Приазовська височина, яка утворює власний ландшафт - розчленовані височини із чорноземами звичайними міцелярними, денудаційними останцями «кам'яні могили». Ґрунти міста - малогумусні на лесових породах.

Вздовж Азовського моря - Приазовська низовина, на якій також утворюється своєрідний ландшафт - лесові низовинні із чорноземами звичайними міцелярними. В Азовському морі є 5 кос, дві з яких розташовані в Донецькій області - Крива та Білосарайська, саме на цих косах формується заплавний ландшафт - лиманно-морський солончаковий, черепашково-піщані пересипи, коси та острови.

Таким чином, фізико географічні фактори створили особливі умови вітрового режиму досліджуваної території, де особливе місце займає бризова циркуляція на півдні території на узбережжі Азовського моря.