Вплив рельєфу на клімат

     Найбільша неоднорідність суходолу проявляється у будові рельєфу, адже лише близько половини його площі мають абсолютну висоту до 500 м над рівнем моря. Вище 1000 м розташовано близько 28% суходолу, а вище 2000 м близько 13%. Отже 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 призводить до формування особливого гірського клімату. Це наглядно проявляться у вертикальній поясності грунтів та рослинності гірських країн і, отже, у вертикальній кліматичній поясності. Гори також впливають на клімат прилеглих територій. Добре помітним є зменшення кількості атмосферних опадів, хмарності, туманів на підвітряному боці гір на відстані до сотень кілометрів. Часто гірські хребти є навіть межами кліматичних зон Землі, зокрема субтропіки на південному березі Криму. Разом з тим навіть незначні височини, такі як Донецька, Придніпровська, Волино-Подільська, призводять до плямистості у розподілі атмосферних опадів, туманів, гроз, ожеледі та інших атмосферних явищ.

     Розглянемо зміну різних метеорологічних величин у горах при збільшенні висоти місцевості. Інтенсивність прямої сонячної радіації в горах збільшується, оскільки на висоті в атмосфері менше аерозолів і коротший шлях сонячних променів до схилів гір. 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. Така ж закономірність виявлена і в горах Кавказу, Середньої Азії та інших. Це підтверджується не лише інструментальними даними, але й значним засмагненням  шкіри  в горах. Кількість розсіяної радіації в горах збільшується за рахунок великої хмарності влітку та тривалого зберігання снігового покриву взимку, який зумовлює багаторазове відбивання радіації. Отже, при зростанні висоти в горах збільшується і сумарна сонячна радіація.  Одночасно в горах 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.

     Ми уже розглядали такі місцеві вітри як вітри схилів, гірсько-долині, льодовикові вітри та інші, які характерні лише для гірських районів. Вони виникають тому, що температура і атмосферний тиск різні в різних частинах долин і схилів, а також різні біля схилів гір і у вільній атмосфері на цій же висоті. Ці вітри також беруть участь у формуванні своєрідного гірського клімату, впливаючи на зміни температури повітря, вологості, хмарності, опадів.

     У горах спостерігається велика строкатість температури грунту й повітря. Особливо велика вона при сонячній погоді. На південних схилах температура грунту на 100 вища, ніж на північних. При хмарній погоді температура грунту не залежить від експозиції схилів.

     Оскільки радіаційний баланс у горах зменшується, то й температура грунту з висотою також знижується. При сонячній 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 інверсійний розподіл температури, тобто вона з висотою підвищується. Це обумовлено стіканням холодного повітря вздовж схилів гір, а також вторгнення холодного повітря з півночі, яке займає передгір’я та нижні схили гір. Це так звані адвективні інверсії і вони чітко виражені на північних схилах гір до рівня близько одного кілометра і добре виражені в горах широтного простягання. Так, на північних схилах Заілійського Алатау до висоти 500 м вертикальний градієнт температури грунту на віть у середньому за рік становить 00, а до висоти одного кілометра 0,20 С/100м.

     На південних схилах гір прямого вторгнення холодного повітря (тобто адвективних інверсій) не буває. Тому тут найбільші вертикальні градієнти температури грунту. Взагалі при хмарній погоді температура поверхні грунту наближається до температури повітря і не залежить від експозиції схилів.

     Температура повітря в горах з висотою знижується в середньому на 0,50 на 100 м висоти, тобто знижується повільніше, ніж у вільній атмосфері, де вертикальний градієнт становить 0,650С. Але й температура повітря в горах зимою підвищується з висотою, оскільки холодне повітря стікає в долини та передгір’я. Так, наприклад середня температура січня в Алмати – 6,50С, а в Ілійську, який розташований на 400 м нижче, становить -7,50С. 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.

     Потрібно відмітити, що річна амплітуда температури повітря в горах зменшується. Крім того, річні мінімуми та максимуми температури повітря запізнюються на один місяць. Отже, гірський клімат нагадує морський. Завдяки зниженню температури з висотою скорочується в горах безморозний та вегетаційний періоди.

     Зміни вологи в атмосфері гір також своєрідні. Абсолютна вологість повітря в горах з висотою зменшується оскільки знижується температура повітря. Але усе-таки 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 висотою збільшується і найбільшого значення досягає на рівні утворення хмар. Це пов’язано із висхідними течіями вдень і перенесенням водяної пари вверх. До речі це призводить до своєрідного добового ходу відносної вологості. Вдень вона найбільша, а найменша вночі та вранці. Це протилежний добовий хід по відношенню до рівнини.

    Зимою рівень конденсації спостерігається на нижньому поясі гір, тому тут і найбільша відносна вологість. Вище в горах вона дещо зменшується. Внутрішні гірські плоскогір’я, долини та підвітряні схили гір залишаються сухими, особливо влітку, оскільки волога конденсується на навітряних схилах гір.

    Хмарність у горах так само залежить від сезону. Зимою хмари утворюються на нижньому поясі гір, а їхні вершини піднімаються над хмарами. Влітку, навпаки, хмари утворюють більше у верхній частині гір. У зв’язку з цим 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.

     Під впливом гір значно змінюється кількість атмосферних опадів. Це визначається у першу чергу положенням гір по відношенню до повітряних течій, їх висотою та формами рельєфу. Гори є перешкодою для повітряних течій. Тому тут виникають висхідні течії безпосередньо на схилах гір і перед схилами. Тут відбувається загострення і активізація атмосферних фронтів при натіканні повітря на перешкоди рельєфу. Це призводить до того, що на звернутих до вітрів схилах і у відкритих долинах при зростанні висоти місцевості кількість опадів збільшується.

     Так, наприклад, Уральські гори збільшують кількість опадів в Передураллі на 120-130 мм, а в горах з найбільшими висотами на 250-280 мм щороку. У Закарпатті випадає 750-850 мм, на високогір’ї Карпат понад 1250 мм, а на вершинах (зокрема Плай висотою 1330 м) 1663 мм. Височини на території Східної Європи щороку збільшують кількість опадів на 100 мм на кожні 100м висоти.

     Кількість опадів на схилах гір збільшується не безмежно. Це спостерігається до певного критичного рівня. Вище цього рівня їх кількість поступово зменшується внаслідок зменшення вмісту водяної пари та зміни географічних умов. 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 збільшенні континентальності клімату висота рівня максимальної кількості опадів у горах збільшується, особливо влітку.

     Зовсім інші закономірності спостерігаються на міжгірних плоскогір’ях, захищених зовнішніми хребтами. Тут незалежно від географічної широти при збільшені висоти місцевості кількість опадів зменшується, оскільки зменшується вміст водяної пари в атмосфері. Так, на Памірі та Тянь-Шані на висоті 2000 м випадає 200-300 мм, а на висоті 3500-4000 м лише 70-75 мм. Це менше ніж у пустелях Середньої Азії. Тут існують високогірні пустелі. Сухі і інші плоскогір’я земної кулі: Тибету, Малої Азії, Ірану, Піренейського півострову, Внутрішнє плато Північної Америки, Мексиканське нагір’я тощо.

    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.



Актуальні новини від Рівненського порталу OGO.ua