Вплив грунту та рельєфу на кліматоутворення - Вплив підстильної поверхні на формування клімату

На суходолі тепло вглиб передається внаслідок молекулярної теплопровідності. У товщі води тепло передається значно ефективнішим методом, а саме завдяки турбулентній теплопровідності, тобто поверхневі шари води перемішуються і одержане тепло розподіляється на велику товщу води. У грунт сонячне випромінювання проникає на глибину менше міліметра, перетворюючись у тепло, яке передається глибше за допомогою теплопровідності.

Добові амплітуди температури грунту (різниця між добовими максимумом і мінімумом) залежить від географічної широти точки спостереження і пори року, а також від хмарності на момент спостереження, бо хмари затримують теплообмін земної поверхні з атмосферою.

Вплив суходолу на своєрідний добовий та річний хід метеорологічних величин називається континентальністю клімату. Континентальний клімат - це клімат, характерний для внутрішньої частини материка та прибережної частини океану, де переважають повітряні маси континентального походження. Про ступінь континентальності клімату свідчить усе вищенаведене, а саме величина добової та річної амплітуди температури, особливості режиму опадів тощо. Однак ще немає єдиного показника кількісної оцінки ступеня континентальності клімату, хоч спроб було багато.

Природньо, що суходіл неоднорідний, адже рельф - це сукупність усіх нерівностей земної поверхні. Проаналізувавши фізичну карту світу, можна побачити, що величезні площі суходолу мають гірський клімат, який формується під впливом зростання висоти місцевості над рівнем моря, різноманітності форм гірського рельєфу, крутизни схилів та їх орієнтації відносно частин світу та повітряних течій.

Гори впливають на всі метеорологічні величини. Тому це є наслідком формування особливого гірського клімату. Це можна побачити у вертикальній поясності грунтів та рослинності гірських регіонів і, отже, у вертикальній кліматичній поясності. Підвищення рельєфу також визначають клімат прилеглих територій. Спостерігається зменшення кількості атмосферних опадів, хмарності, туманів на підвітряному боці гір на відстані до сотень кілометрів. Часто гірські хребти є навіть межами кліматичних зон Землі. Прикладом можуть слугувати субтропіки на південному березі Криму. До того ж навіть незначні за висотою підвищення спричиняють неоднорідність у розподілі атмосферних опадів та атмосферних явищ.

Так як на висоті в атмосфері менше різних домішків і коротший шлях сонячних променів до гір, кількість прямої сонячної радіації на одиницю площі в горах збільшується. У зв'язку з цим у горах змінюється дещо і спектральний склад сонячної радіації, а саме збільшується доля ультрафіолетових променів. Так, в Альпах на висоті 2000 м зимою її в 4 рази більше, а влітку - вдвічі. Таке явище характерне для всіх високогірних хребтів. Сума розсіяної радіації у горах збільшується через велику хмарність влітку та тривале зберігання снігового покриву взимку, яке зумовлює багаторазове відбивання радіації. Отже, при зростанні висоти в горах збільшується і сумарна сонячна радіація. Одночасно збільшується величина відбитої радіації через тривале залягання снігового покриву. Ефективне випромінювання тут також збільшується через зменшення вмісту водяної пари в атмосфері, а отже, через зменшення зустрічного випромінювання атмосфери. Через великі втрати променистої енергії радіаційний баланс земної поверхні в горах поступово зменшується, особливо вище снігової лінії.

Також на мікроклімат впливають так звані місцеві вітри, наприклад, вітри схилів, гірсько-долині, льодовикові вітри та інші, які характерні лише для гірських районів. Вони виникають через різницю температур і тиску у різних ділянках, а також через різницю цих показників біля схилів гір і у вільній атмосфері на цій же висоті. Ці вітри також беруть участь у формуванні гірського клімату, впливаючи на зміни температури повітря, вологості, хмарності, опадів. У горах можна спостерігати велику різноманітність температур грунту й повітря. Особливо велика вона при сонячній погоді. На південних схилах температура грунту на 100 вища, ніж на північних. Коли погода хмарна температура грунту не залежить від розташування схилів.

Температура грунту з висотою також знижується, Оскільки радіаційний баланс у горах зменшується. При безхмарній погоді це зниження відносно мале, вертикальний температурний градієнт становить усього близько 0,40 на 100 м підвищення місцевості. Зниження температури грунту з висотою виражене лише влітку. Узимку, навпаки, на нижніх схилах гір спостерігається підвищення температури з висотою. Це відбувається через стікання холодного повітря вздовж схилів гір, а також вторгнення холодного повітря з півночі, яке займає передгір'я та нижні схили гір. Ці інверсії чітко виражені на північних схилах гір до рівня близько одного кілометра і добре виражені в горах широтного простягання.

На південних схилах гірських пасом прямого вторгнення холодного повітря не буває. Тому тут найбільші вертикальні градієнти температури грунту. Взагалі при хмарній погоді температура поверхні грунту наближається до температури повітря і не залежить від розташування схилів, як було сказано вище.

Температура повітря у гірській місцевості з висотою падає на температурний градієнт, середнє значення якого дорівнює 0,60 на 100 м висоти, тобто знижується повільніше, ніж у вільній атмосфері, де вертикальний градієнт становить 0,650С. Але й температура повітря в горах взимку збільшується з висотою, оскільки холодне повітря переходить в долини та передгір'я. Добре відомі інверсії температури повітря в Якутії. Ясної тихої погоди на схилах хребтів на висоті 1,5-2 км температура повітря на 15-200С вища, ніж на дні долин. Інверсії температури повітря в горах спостерігаються і влітку, але лише вночі. Слід зазначити, що річні коливання температури повітря в горах зменшуються. Крім того, мінімальні та максимальні значення температури повітря запізнюються на один місяць. Тобто можна сказати, що гірський клімат дуже схожий на морський. Тому через падіння температури з висотою в горах зменшується тривалість безморозного та вегетаційного періоду.

Зміни вологи в атмосфері гірських країн також своєрідні. Абсолютна вологість повітря в горах з підняттям зменшується, тому що знижується температура повітря і відповідно встановлюється низький рівень випаровуваності. Але незважаючи на це в горах абсолютна вологість на 10% більша, ніж у вільній атмосфері на цьому ж рівні. Ця додаткова волога випаровується з навколишніх схилів гір. Відносна вологість повітря влітку в горах з підняттям підвищується і досягає максимального значення на рівні утворення хмар. Це явище пояснюється висхідними течіями вдень і перенесенням водяної пари вверх і згодом конденсацією. Цікавим є добовий хід відносної вологості повітря. Вдень вона найбільша, а найменша вночі та вранці.

На нижньому поясі гір рівень конденсації спостерігається взимку, тому тут і найбільша відносна вологість. З висотою вона знижується. Внутрішні гірські території, нагір'я та долини гір залишаються сухими, особливо влітку, оскільки волога конденсується на навітряних схилах гір.

Кількість хмар у горах, а відповідно і кількість опадів, так само залежить від сезону. Взимку хмари утворюються на нижньому поясі гір, а їхні вершини піднімаються над хмарами. Влітку все відбувається навпаки. Ось чому в горах з висотою збільшується кількість днів з туманами. Справа в тому, що хмари, які утворюються біля поверхні схилів внаслідок висхідних рухів повітря, для тутешнього спостерігача вважаються туманом. У той же час у гірських долинах, захищених хребтами, тумани бувають надзвичайно рідко.

Усе вищенаведене свідчить про те, що зимою в горах переважає суха сонячна погода з великою кількістю ультрафіолетової радіації. Тому давно у Європі діє багато гірських зимових курортів. Зараз вони уже є в багатьох горах земної кулі.

Від впливу гір залежить також кількість опадів. Це визначається, перш за все, положенням гір по відношенню до повітряних потоків та їх рухом, їх висотою та формами рельєфу. Гори, звичайно, є перешкодою для повітряних течій. Тому тут виникають висхідні течії безпосередньо на схилах гір і перед схилами. Відбувається загострення і активізація атмосферних фронтів при натіканні повітря на підвищення. Це призводить до того, що на звернутих до вітрів схилах і у відкритих долинах при зростанні висоти місцевості кількість опадів збільшується.

Кількість опадів на схилах гір підвищується не постійно. Це спостерігається до певної точки. Вище цього рівня їх кількість поступово зменшується через пониження вмісту водяної пари та зміни географічних умов, географічної широти місцевості. Так, у тропічних широтах висота максимальної кількості опадів близько 1000 м, на південних схилах Гімалаїв 1300 м, в Альпах 2000 м, на Кавказі 2500 м, на зовнішніх схилах Алайського хребта в Середній Азії 3000 м, а на Центральному Памірі 4500-5000 м. Отже, при більшій континентальності клімату висота рівня максимальної кількості опадів у горах збільшується, особливо влітку.

Різко зменшується кількість опадів і на підвітряних схилах гір, оскільки тут виникає феновий ефект в результаті стікання повітря донизу. Так, на півдні Чилі на західних схилах Анд випадає понад 3000 мм, а на відстані близько 200 км на схід - місцями менше 300 мм. Така ж "дощова тінь" Уральських гір прослідковується на схід на відстань понад 300 км, причому влітку вона менша, а зимою - більша.

Таке ж явище тіні спостерігається і в межах самої гірської країни. Аномально мало опадів випадає в міжгірних котловинах, долинах і глибоких ущелинах. Повітря, яке сюди надходить, вимушено перетікає через навколишні хребти, на яких втрачає вологу.[ 3 ]

Отже, нерівності земної поверхні у певній мірі визначають мікроклімат гірських країн та прилеглих до неї територій.

Похожие статьи




Вплив грунту та рельєфу на кліматоутворення - Вплив підстильної поверхні на формування клімату

Предыдущая | Следующая