Содержание
-
Подстилающая поверхность как климатообразующий фактор
Подстилающая поверхность (особенности распределения суши и океана, рельеф суши, структуру деятельного слоя суши и океана) относится к числу внутренних климатообразующих факторов. Подстилающая поверхность оказывает большое влияние на все составляющие радиационного и теплового баланса (альбедо, эффективное излучение, затраты тепла на испарение, турбулентный теплообмен и др.) Не менее велика её роль и в общей циркуляции атмосферы, прежде всего в формировании и трансформации воздушных масс.
-
Наиболее существенное и различное влияние оказывают на климат два основных вида подстилающей поверхности земного шара – вода и суша. Под воздействием водной поверхности и суши во всех зонах земного шара создаются два различных типа климата: морской (океанический) и континентальный (материковый). Вместе с тем как водная поверхность, так и поверхность суши сами по себе не однородны. Океанические течения, разнообразие форм рельефа, почв, наличие или отсутствие растительности, снежного и ледяного покровов – все это оказывает влияние на климат.
-
Основные свойства подстилающей поверхности, влияющие на климат Суша и вода оказывают на климат различное влияние. Основная причина - неодинаковое нагревание и охлаждение. Особенности термического режима, циркуляции воздуха и увлажнения на континентах и океанах определяются их физическими свойствами - теплопроводностью, теплоемкостью. Теплопроводность (количество тепла, проходящее через единицу поверхности в единицу времени). На суше – молекулярная теплопроводность, тепло медленно распространяется в глубокие слои. В воде – турбулентная теплопроводность, в глубокие слои, перемешивание, в результате – нагрев и охлаждение происходит медленнее в десятки раз, по сравнению с сушей. Теплоемкость (количество тепла, необходимое для нагревания 1 см3 на 1ºС). Для повышения температуры почвы на 1ºС требуется в 2-3 раза меньше тепла, чем для воды. И наоборот, для охлаждения на 1ºС вода должна потерять тепла в 2-3 раза больше, чем почва.
-
Различия в теплоемкости воды и суши, особенно в способах передачи тепла (путем турбулентного перемешивания в воде и молекулярной теплопроводности в почве), являются причинами того, что на морях и океанах, на островах и в прибрежных местностях создается особый тип климата, называемый морским или океаническим, который существенно отличается от климата континентального. Степень континентальности климата определяется главным образом значениями суточных и годовых амплитуд температуры воздуха, значениями влажности и облачности, количеством осадков.
-
Основными и наиболее общими чертами морского климата являются:
-малая по сравнению с континентальным климатом суточная и годовая амплитуда температуры воздуха, а также запаздывание наступления экстремальных температур в годовом ходе; - повышенная влажность воздуха; - значительная облачность; - увеличенное количество осадков.
-
В качестве примера рассмотрим распределение температур воздуха и годовой амплитуды для 2 пунктов, расположенных примерно на одной широте (60 °с.ш.)
-
Наличие океанов и континентов, имеющих разные тепловые свойства, приводит к существенным изменениям климата вдоль одной и той же широтной зоны, чего не было бы в условиях однородной подстилающей поверхности. Как видим, значения средних сезонных, средних годовых, максимальных и минимальных температур резко отличаются, а годовая амплитуда на островах почти в 7 раз меньше, чем в континентальной части. Необходимо также отметить запаздывание максимума и минимума в годовом ходе в морском климате (обычно на 1-2 месяца). Для океанического климата характерны сглаженные колебания температуры с запаздыванием экстремумов как в суточном, так и годовом ходе (на один-два месяца). В соответствии с этим весна в океаническом климате оказывается холоднее осени, что является дополнительным его признаком.
-
Относительная влажность в условиях морского климата обычно выше, чем в условиях континентального, особенно летом, зимой разница меньше. Годовая амплитуда относительной влажности воздуха в морском климате меньше, чем в континентальном (в Великобритании годовая амплитуда 11%, в Средней Азии 41%). Океанические районы отличаются от континентальных большей облачностью (особенно летом), большим числом пасмурных дней и дней с туманами. Осадков в условиях морского климата выпадает, как правило, больше, чем в условиях континентального климата.
-
На суше скорость ветра меньше, чем над водной поверхностью, так как водная поверхность отличается меньшей шероховатостью по сравнению с поверхностью суши, воздушные массы испытывают большее трение о земную поверхность. В центральных частях океана скорость ветра в 2-3 выше, чем на суше. Суточный ход скорости ветра на суше (при отсутствии снежного покрова) выражен сильнее, чем над морем. Объясняется это тем, что в теплое время года в околополуденные часы вследствие сильного прогревания почвы создается значительное турбулентное перемешивание воздуха по вертикали, приводящее к обмену скоростями ветра: повышенные скорости передаются от верхних слоев нижним, а пониженные, наоборот к верхним. В вечернее время вследствие охлаждения почвы турбулентность затухает, и скорость ветра у земли снижается. На море суточный ход температуры воздуха ровный, следовательно, турбулентное перемешивание ослаблено, это является причиной менее выраженного суточного хода над морем.
-
На границе воды и суши возникают бризы, которые оказывают влияние на климат побережий. Бризы – это ветры на берегах океанов, морей и озер, меняющие свое направление два раза в сутки. Днем морской бриз дует в направлении на берег, ночью - с берега на море. Скорость ветра при бризах 3-5 м/с, отчетливо выражены при антициклонической погоде (циклоны маскируют бризы). Бризы связаны с суточным ходом температуры поверхности суши. Днем суша нагрета и температура её выше, чем температура моря. Поэтому изобарические поверхности над сушей несколько приподнимаются по сравнению с морем. Возникает горизонтальный барический градиент на высоте, направленный в сторону моря. Отток на высоте приводит к понижению давления у земли над сушей и к росту давления над морем. Поэтому внизу устанавливается обратный градиент – с моря на сушу. Это и есть дневной бриз. Ночью, соответственно, наоборот. Морской бриз днем в береговой полосе понижает температуру воздуха и повышает влажность. Береговая полоса, захватываемая бризом, имеет ширину до 20-40 км, а иногда и более. Высота бризов в средних широтах несколько сот метров, в тропиках – до 1-2 км.
-
Влияние океанических течений на климат
Особое значение для формирования и изменения климата имеет взаимодействие между океаном и атмосферой, проявляющееся в обмене теплом, влагой и количеством движения. Океан находится в непрерывном взаимодействии с атмосферой и земной корой. Он представляет собой огромный аккумулятор солнечного тепла и влаги. Благодаря ему на Земле сглаживаются резкие колебания температуры и увлажняются отдаленные районы суши, что создает благоприятные условия для жизни и деятельности человека. Обратное воздействие атмосферы на океан проявляется главным образом через циркуляцию вод, путем ослабления или усиления поверхностных течений через ветровой режим. Таким образом, энергетическая роль Мирового океана в климатической системе чрезвычайно велика.
-
Климатически значимыми параметрами Мирового океана являются следующие: температура поверхности океана, соленость воды, теплосодержание деятельного слоя океана морские течения льды
-
Существенное влияние на климат оказывают морские (океанические) течения, которые представляют собой поступательное движение водных масс в морях и океанах, на поверхности которых они распространяются широкой полосой, захватывая слой воды различной глубины. Морские течения вызываются: действием силы трения между водой и воздухом, движущимся над поверхностью моря, градиентами давления, возникающими в воде, приливообразующими силами Луны и Солнца. На направление течений большое влияние оказывает сила вращения Земли, под влиянием которой потоки вод отклоняются в северном полушарии вправо, а в южном - влево.
-
Морские (океанические) течения играют важную роль в процессе межширотного переноса тепла. Количество переносимого ими тепла очень велико. Установлено, что около половины адвективного переноса тепла из низких широт в высокие осуществляется с морскими течениями, а остальная половина через атмосферную циркуляцию. Соответственно, в обратном направлении с холодными течениями совершается адвекция холода. Поэтому морские течения оказывают влияние в первую очередь на температуру воздуха и ее распределение. Устойчивость течений приводит к тому, что их влияние на атмосферу имеет климатическое значение.
-
-
Гребень изотерм на картах средней температуры четко показывает отепляющее влияние Гольфстрима на климат восточной части северной Атлантики и Западной Европы. Холодные течения также обнаруживаются на средних картах температуры воздуха в виде ложбин, и языков холода, направленных к низким широтам. Так, например, Перуанское течение доходит почти до экватора и даже здесь снижает температуру воздуха на 3-4 ºС по сравнению со средней температурой. Вблизи берега Южной Америки (30 º ю.ш.) температура воды этого течения и летом и зимой на 10 градусов ниже температуры воды открытого океана на той же широте.
-
Рисунок - Распределение средней годовой температуры воздуха на уровне моря (ºС)
-
Все холодные течения в большей или в меньшей степени способствуют отсутствию осадков на ближайших восточных побережьях континента (в тропической-субтропической зонах). Они играют важную роль в образовании прибрежных пустынь, как Атакама, Намиб, и др. районах тропических побережий. Над районами холодных течений увеличивается повторяемость туманов, особенно ярко у Ньюфаундленда, где воздух может переходить с теплых вод Гольфстрима на холодные воды Лабрадорского течения. У западных берегов континентов в умеренных широтах совместное действие океанических и воздушных течений создают благоприятные условия для образования теплых и влажных климатов.
-
Океанические течения влияют на стратификацию воздушных масс над ними. Холодные течения усиливают устойчивость стратификации атмосферы, и тем самым ослабляют вертикальный обмен воздуха. Теплые течения наоборот, способствуют развитию конвекции и, следовательно, увлажнению до значительных высот. Особенно сильная неустойчивость воздуха- над теплыми течениями в зимнее время, что часто приводит к зимней грозовой деятельности, даже в таких северных районах, как побережье Норвегии. С теплыми океаническими течениями обычно связаны зоны повышенного выпадения осадков, а с холодными - наоборот.
-
Теплые течения, направленные в высокие широты (Гольфстрим и др.) создают на омываемых ими берегах особый климат с очень теплой зимой и малой годовой амплитудой колебаний температуры. Здесь выпадает повышенное количество осадков, которые часто сопровождаются грозами. Воды системы Гольфстрим проникают на 10 тыс. км - от Флориды до Шпицбергена и Новой Земли. Имея наибольшую ширину потока до 120 км и толщину 2 км, Гольфстрим переносит воды в 22 раза больше, чем все реки земного шара. Пресекая Атлантический океан, Гольфстрим направляется на северо-восток (в своей дельте он разделяется на несколько потоков). Гольфстрим приносит огромное количество тепла к берегам Западной Европы, где он имеет температуру летом 13-15 °С и зимой 8 °С. Омывая берега Норвегии, Северо-Атлантическое течение проникает далее в Баренцево море до Шпицбергена и частично даже в Карское море, значительно утепляя климат западного сектора Арктики. Восточнее из-за большой плотности воды это течение опускается в более глубокие слои океана.
-
Холодное течение Лабрадорское выходит из Баффинова моря на юг и с востока п-ов Лабрадор. Встречаясь с Гольфстримом почти под прямым углом, они образуют у берегов США так называемый субполярный гидрологический фронт. Температура на стыке вод этих течений колеблется от нуля до 16 °С. Это оказывает огромное влияние на состояние атмосферы - именно здесь часто зарождаются циклоны (примерно каждые два-три дня).
-
Все холодные течения, направленные в сторону экватора (Лабрадорское, Калифорнийское и др.), вызывают понижение температуры и частые туманы на омываемых ими берегах. Низкая температура воды восточных пограничных течений (Канарского, Калифорнийского, Перуанского и Бенгальского) обусловлена не только переносом водных масс из высоких широт в низкие, но и постоянным пополнением поверхностных вод холодными глубинными водами. В тропических и субтропических широтах холодные течения, омывающие западные побережья континентов, способствуют усилению пассатных инверсий. Они являются одной из причин того, что в Южной Америке и Африке почти у самых берегов океана располагаются пустыни с почти полным отсутствием осадков
-
В последние годы много внимания уделяется изучению явления Эль-Ниньо, которое представляет собой теплое сезонное течение поверхностных вод пониженной солености в восточной части Тихого океана. Обычно оно распространяется летом южного полушария (декабрь - январь) вдоль западного побережья Южной Америки до 5-7 ° ю. ш. В отдельные годы Эль-Ниньо усиливается и, проникая далеко на юг (до 15° ю. ш.), оттесняет от побережья холодные воды Перуанского течения (при этом прекращается подъем холодных подповерхностных вод в прибрежной части океана). Морское течение Эль-Ниньо возникает в тех случаях, когда происходит ослабление пассатов и повышается слой теплой поверхностной воды на западе океана, массы которой затем перемещаются к востоку в виде экваториальных волн. Это явление связывают также с расширением на восток зоны экваториальных западных ветров. В результате такого процесса в восточной части Тихого океана (южное полушарие) формируются большие положительные аномалии температуры воды и могут выпадать сильные дожди, которых в другое время вообще не бывает.
-
Промежуток времени между двумя явлениями Эль-Ниньо может колебаться от 2 до 10 лет. Явление Эль-Ниньо имеет важное климатическое, экологическое и экономическое значение. При его наступлении изменения в полях температуры воды, давления и ветра сопровождаются сильными колебаниями в количестве осадков на огромной территории. Обильные дожди вызывают катастрофические наводнения на обычно засушливом побережье тропических широт (Перу и др.). Теплые воды Эль-Ниньо уменьшают поступление кислорода в подповерхностные слои океана, что губительно действует на океаническую фауну и флору богатейшего перуанского продуктивного района.
-
Влияние рельефа на климат
-
Согласно последним данным, горные области с различными морфометрическими характеристиками и специфическими климатами занимают около 36 % площади Земли.
-
Влияние рельефа на климат велико и чрезвычайно разнообразно. Оно имеет две характерные черты: 1) под влиянием особенностей рельефа создаются специфические черты климата внутри горных стран; 2) горные системы, нарушая процессы адвекции воздушных масс и атмосферной циркуляции, оказывают существенное влияние на климат и погоду прилегающих районов. Это в значительной степени зависит от формы и композиционной структуры отдельных долин и хребтов внутри гор, а также от положения (меридиональное или широтное) и масштаба горной системы в целом.
-
М. А. Петросянц подразделяет орографические влияния на атмосферные процессы на три класса: 1) крупномасштабные влияния орографии на формирование общего климатического распределения воздушных течений и планетарных систем циркуляции; 2) влияние орографии на мезомасштабные процессы, т. е. на возникновение, развитие, движение циклонов и антициклонов, обострение и размывание атмосферных фронтов вблизи гор (так называемый орографический циклогенез и фронтогенез); 3) локальные орографические влияния, обусловливающие появление разнообразных особенностей в ходе метеорологических величин, связанных с конкретными формами рельефа небольшой протяженности (долина, склон, перевал и др.).
-
Вследствие этих влияний в горных районах создается большая неравномерность в пространственном распределении облачности, ветра, особенно осадков и опасных явлений погоды. Масштабы воздействия рельефа на атмосферные погодообразующие процессы различны. По горизонтали влияние гор в зависимости от их высоты и протяженности может проявляться на расстоянии до 500 км и более. По вертикали влияние крупных горных систем (Кавказ, Памир, Гималаи и др.) на воздушные потоки и термический режим тропосферы может распространяться до высоты 10-12 км.
-
В горах основными климатообразующими факторами, кроме географической широты и атмосферной циркуляции, являются следующие особенности рельефа: высота места над уровнем моря, форма (тип) рельефа, экспозиция и крутизна склонов. Хотя абсолютная высота является основным из них, однако разнообразное влияние форм рельефа, экспозиции склонов и степени защищенности места оказывается иногда столь значительным, что полностью нивелируют ее роль. Вследствие различного влияния указанных факторов рельефа на атмосферные и радиационные процессы формируется особый тип климата, называемый горным климатом.
-
Горный рельеф существенно нарушает процессы прихода-расхода солнечной радиации. Эффекты подветренности и наветренности имеют при этом меньшее значение, чем высота места, крутизна и экспозиция склонов. Поскольку с высотой плотность и влагосодержание воздуха уменьшаются, а прозрачность возрастает, то в горах формируется совсем иной, чем на равнинах, радиационный баланс. При ясном небе и изменении высоты с 500 до 4200 м суточные суммы прямой солнечной радиации, приходящейся на горизонтальную поверхность, могут увеличиваться в среднем на 40 %. Большое влияние на суточные суммы прямой радиации оказывает закрытость горизонта - с ее ростом изменяется продолжительность солнечного сияния и существенно увеличиваются потери в приходе прямой радиации. В некоторых формах рельефа (горные котловины и долины широтной ориентации) ее приход зимой и даже в переходные сезоны может уменьшаться до нуля.
-
Инсоляция и излучение в горах в большей степени зависят от экспозиции и крутизны склонов. Разности в получаемых суммах тепла на склонах различной экспозиции и крутизны очень существенны. Так, северные склоны небольшой крутизны получают радиации на 10-15 % меньше, чем горизонтальная поверхность. Даже летом на крутые северные склоны (более 30°) приходится на 15-20 % солнечной радиации меньше, чем на горизонтальную поверхность, а зимой они почти не облучаются. Пологие южные склоны (менее 10°) получают несколько больше тепла, чем горизонтальная поверхность. Интенсивнее облучаются крутые склоны (более 30°), ориентированные на юго-запад или юго-восток. Зимой, даже при сравнительно низком положении солнца, на таких склонах приход суммарной радиации в 2 раза больше, чем на горизонтальную поверхность. Различия в суточных суммах радиации между северными и южными склонами колеблются от 5 до 12 % в зависимости от их крутизны. Самыми неблагоприятными условиями освещенности в горах отличаются вогнутые формы рельефа, где в отдельных глубоких долинах и ущельях вследствие затененности приход солнечной радиации резко ослаблен (на 25-30 %), особенно зимой. В узких долинах приток радиации зимой может полностью отсутствовать.
-
Под влиянием облачности в горах происходит существенное изменение в соотношении прямой и рассеяной радиации - роль первой резко уменьшается, а второй возрастает в 5-6 раз по сравнению с ясным небом. Возможные величины суммарной коротковолновой радиации увеличиваются с высотой места почти во всех горных странах. Например, суточные значения суммарной радиации при подъеме от 500 до 4000 м возрастают в среднем за год на 25-30 %.
-
В горах с высотой места эффективное излучение быстро возрастает (вследствие обеднения атмосферы водяным паром и уменьшения ее противоизлучения) и в зоне снеговой линии достигает максимума. Расход тепла путем излучения происходит в горах непрерывно в течение суток. В итоге он превышает приход тепла в виде суммарной солнечной радиации и тем больше, чем выше находится данный пункт. Поэтому радиационный баланс, как правило, постепенно уменьшается с высотой. Распределение радиационного баланса в годовом ходе (Памир и др. районы) имеет ярко выраженный сезонный характер с максимумом в июле и минимумом в декабре - январе. Летом при ясной погоде и отсутствии устойчивого снежного покрова может наблюдаться некоторое увеличение радиационного баланса с высотой. Зимой он постепенно уменьшается и там, где подстилающая поверхность представлена льдом и снегом, принимает отрицательные значения.
-
Распределение температуры воздуха и почвы в горах исключительно пестро. Оно зависит от многих факторов: высоты места, формы рельефа, крутизны и экспозиции склонов, вида подстилающей поверхности (растительность, близость скал, снежников и ледников), а также от влияния, которое горная страна в целом оказывает на циркуляционные процессы в атмосфере. Для климатических расчетов (приведение температуры к уровню моря и др.) часто используется средний градиент вертикального распределения температуры, равный примерно 0,5 °С/100 м, который определен по многочисленным наблюдениям в различных горных районах.
-
Однако в зависимости сезона года и формы рельефа фактические вертикальные градиенты температуры могут значительно отличаться от этой средней величины. Степень убывания температуры воздуха с высотой различна в зависимости от экспозиции склона и ориентировки его по отношению к преобладающим ветрам. На влажных наветренных склонах градиенты температуры меньше (не более 0,6 °С/100), чем на сухих подветренных, где они обычно достигают 1 °С/100 м. Вертикальные градиенты температуры на станциях, расположенных в различных формах рельефа, резко изменяются в течение суток и в годовом ходе - от инверсионного распределения в ночные часы и зимой до очень больших величин, часто превышающих в дневные часы и летом сухоадиабатические.
-
Как впервые было показано А. И. Воейковым, выпуклые формы рельефа уменьшают, а вогнутые - увеличивают в несколько раз годовую и суточную амплитуды колебаний температуры воздуха. Своеобразным распределением температуры воздуха отличаются горные котловины и широкие долины среди гор. Годовая амплитуда температуры в этих формах рельефа не зависит от высоты, а всецело определяется глубиной и степенью замкнутости котловин и долин. Особый режим температуры воздуха создается в горных котловинах, где расположены крупные и глубокие водоемы.
-
На открытых склонах и перевалах в связи с развитием интенсивных инверсий температура воздуха в зимние месяцы значительно выше, чем в долинах и котловинах, где происходит очень сильное выхолаживание. Летом на склонах (под влиянием более интенсивного перемешивания воздуха) температура ниже, чем в котловинах и долинах Большое значение имеет также экспозиция склонов. Естественно, наиболее теплыми являются южные склоны, самыми низкими температурами отличаются склоны, обращенные на север, а восточные - холоднее западных. В узких каньонообразных долинах и ущельях большой разницы между температурами различных склонов нет.
-
В тропических и субтропических широтах горы, как и низменности, отличаются малым годовым ходом метеорологических величин, и особенно - температуры воздуха. В тропическом горном климате годовой ход температуры сглажен. Здесь более четко выделяются периоды дождей и засухи, а суточные колебания температуры воздуха имеют большее значение, чем годовые экстремумы. Суточная амплитуда температуры на высокогорных станциях может намного превышать годовую, и это является одним из основных отличительных свойств климата тропиков.
-
Годовые максимумы и минимумы температуры воздуха в горах запаздывают, поэтому весна в зоне выше 1500 м холоднее осени. Так на Кавказе в ряде пунктов, начиная с высоты 800 м, самым теплым месяцем является август, а наименьшие температуры наблюдаются в начале февраля.
-
Горы заметно влияют на степень увлажнения расположенного над ними воздуха, усиливают процессы испарения, переноса водяного пара и его конденсации. Поэтому режим влажности в горах отличается существенными особенностями. С увеличением высоты абсолютная влажность обычно уменьшается, т.к. с высотой понижается температура воздуха. Уменьшение влагосодержания происходит медленнее, чем в свободной атмосфере, где на его изменении, кроме понижения температуры, сказывается удаление от подстилающей поверхности, с которой происходит испарение. На склонах гор влагосодержание воздуха всегда выше, чем на том же уровне в свободной атмосфере (разница составляет в среднем около 10 %). Относительная влажность изменяется с высотой мало, но на уровне облаков может достигать больших значений.
-
Распределение облачности в горах весьма разнообразно. На изменение ее количества большое влияние оказывают высота местности над уровнем моря, форма рельефа, экспозиция склонов и долин по отношению к преобладающим ветрам. В крупных масштабах решающим является ориентация горного хребта относительно влагонесущих ветров. Наличие в горах ледников, вечных снегов, большого числа рек, а также слабый по сравнению с открытыми равнинами горизонтальный обмен воздухом сопутствуют повышению в нем содержания влаги. В сочетании с интенсивными вертикальными токами это приводит к значительному увеличений общего количества облаков. Оно происходит не только в результате появления орографических волновых облаков и расширения фронтальных облачных систем, но, главным образом, вследствие увеличения конвективных форм облаков в теплый период года. В холодное время года, когда горы сплошь покрыты снегом, преобладает ясная, погода или наблюдается облачность фронтального характера.
-
Горные районы отличаются повышенным числом дней с туманами. В горной местности облака, образовавшиеся у поверхности склонов, относятся к туманам. Особенно часто туманы образовываются на склонах, обращенных в сторону теплых влажных ветров. Здесь создаются благоприятные условия для образования туманов вследствие вынужденного подъёма теплого влажного воздуха по склонам гор и адиабатического охлаждения его. В ночные часы в горах часто наблюдаются радиационные туманы. Над ледниками образуются туманы охлаждения.
-
Рельеф оказывает огромное влияние на пространственно-временное распределение осадков и на изменение всех их основных характеристик (количество, продолжительность, интенсивность). По данным О. А. Дроздова и Л. П. Кузнецовой в условиях даже холмистого рельефа увеличение осадков происходит на 10-15 % на 100 м поднятия (это так называемые плювиометрические градиенты). Увеличение осадков в горах с высотой идет лишь до известного предела в зависимости от географических условий, времени года, метеорологических условий осадкообразования (положение уровня конденсации и др.), особенностей климата и циркуляционных процессов.
-
Количество осадков и высота зоны их максимума в горах зависят от ориентации склонов по отношению к влагонесущим потокам. Обычно осадков гораздо больше выпадает на склонах, обращенных в сторону влажных ветров. Так, на наветренном склоне Западных Гат (Индия) под воздействием муссона среднегодовое количество осадков достигает 2000-3000 мм, а в отдельных местах - до 6700 мм. На противоположном подветренном склоне этих гор оно составляет всего 700 мм. Установлено (О. А. Дроздов и др.), что под влиянием орографии возникают три специфические зоны трансформации поля осадков, которые существенно отличаются по количеству осадков и характеру термодинамических процессов, их обусловливающих: 1) область предвосхождения (или „подпруживания"), характеризующаяся образованием максимума осадков у подножия горы (до подъема по склону); 2) область увеличения осадков на наветренном склоне, возникающая при вынужденном подъеме воздуха (в основном это западные склоны в умеренных широтах и восточные в тропических); 3) „дождевая тень" - область уменьшения осадков вследствие нисходящих потоков на подветренных склонах или внутригорных котловинах.
-
Орографическая конвекция, связанная с задержкой потока, при большой относительной влажности способствует дополнительной конденсации и выпадению осадков. Эти процессы проявляются по-разному в зависимости от типа климата. В умеренном поясе увеличение осадков в зоне предвосхождения не превышает роста осадков по склонам гор, где и выпадает их максимальное количество. В тропических широтах обычно в зоне предвосхождения выпадает наибольшее количество осадков, а на склонах гор оно уменьшается. Атмосферные осадки являются источником снегонакопления в горах и питания ледников. Ледники в свою очередь определяют сток рек, водозапасы, водный баланс территорий и тем самым влияют на многие стороны хозяйственной деятельности человека. В горных районах возникают довольно часто неблагоприятные гидрометеорологические и стихийные явлений. Это обильные осадки, грозы и град, сели и наводнения, снегопады и снежные лавины, гололед, сильные ветры и т. д.,
-
Основной и общей для всех горных областей особенностью является вертикальная зональность климата или последовательная смена климатических зон по мере поднятия вверх. Это связано прежде всего с общей закономерностью убывания с высотой температуры воздуха и уменьшения его влагосодержания. С высотой возрастает суровость климата и соответственно изменяются ландшафтные зоны.
-
Горные области существенно влияют на поле ветра в пограничном слое. Горы задерживают воздушные массы и изменяют направление их движения. Они не только механически возмущают макроградиентный поток, но и создают благоприятные условия для развития местных ветров. Скорость и направление ветра заметно изменяются под влиянием местных условий и могут резко отличаться даже на близкорасположенных станциях.
-
Местные ветры
Под местными ветрами понимают ветры, характерные только для определенных географических районов. Происхождение их различно.
-
Во-первых, местные ветры могут быть проявлением местных циркуляций, возникающих в системе общей циркуляции атмосферы при слабых крупномасштабных воздушных течениях. Таковы, например, бризы по берегам морей и больших озер. Различия в нагревании суши и воды днем и ночью создают вдоль береговой линии при слабых воздушных течениях общей циркуляции местную циркуляцию. При этом в приземных слоях атмосферы ветер дует днем с моря на более нагретую сушу, а ночью — с охлажденной суши на море. Характер местной циркуляции имеют также горно-долинные ветры.
-
Во-вторых, местные ветры могут представлять собой местные изменения (возмущения) течений общей циркуляции атмосферы под влиянием орографии или топографии местности. Таков, например, фен — теплый ветер, дующий по горным склонам в долины и возникающий, когда течение общей циркуляции переваливает через горный хребет. Влиянием орографии объясняется и бора с различными ее разновидностями. Рельеф местности может создавать также усиление ветров в некоторых районах до скоростей, значительно превышающих скорости в соседних районах. Примером служат ветры горных проходов, ущельевые и горловинные ветры, возникающие при орографических сужениях в устье долин. Такие локально усиленные ветры того или иного направления известны в разных районах под разными названиями.
-
В-третьих, местными ветрами называют и такие сильные или обладающие особыми свойствами ветры в некотором районе, которые, по существу, являются течениями общей циркуляции. Интенсивность их проявления и их характерность для данного географического района являются следствием самого механизма общей циркуляции, самого географического распределения синоптических процессов. В этом значении называют местным ветром, например, сирокко на Средиземном море. Кроме сирокко известны многочисленные местные ветры в различных местах Земли, носящие особые названия, такие, как самум, хамсин, афганец и пр.
-
Горно-долинные ветры
В долинах горных систем наблюдаются ветры с суточной периодичностью, сходные с бризами. Это горно-долинные ветры. Днем долинный ветер дует из устья долины вверх по долине, а также вверх по горным склонам. Ночью горный ветер дует вниз по склонам и вниз по долине, в сторону равнины. Горно-долинные ветры хорошо выражены во многих долинах Альп, Кавказа, Тянь-Шаня, Памира и в других горных странах, главным образом в теплое полугодие. Вертикальная мощность их значительная и измеряется средней высотой хребтов, образующих борта долины: ветры заполняют все поперечное сечение долины, иногда достигают 10 м/с и более.
-
Днем поверхность склонов гор теплее прилегающего воздуха. Поэтому воздух в непосредственной близости к склону нагревается сильнее, чем воздух, расположенный дальше от склона, и в атмосфере устанавливается горизонтальный градиент температуры, направленный от склона в свободную атмосферу. Более теплый воздух у склона начинает подниматься по склону вверх, как при конвекции в свободной атмосфере. Такой подъем воздуха по склону приводит к усиленному возникновению кучевых облаков над хребтами, образующими борта долины. Ночью при охлаждении склонов условий меняются на обратные и воздух стекает по склонам вниз. Облачность в адиабатически нагревающихся нисходящих потоках испаряется. Смена ветров особенно проявляется летом, в ясную погоду.
-
Ледниковые ветры
Ветер, дующий вниз по леднику в горах, называется ледниковым. Этот ветер не имеет суточной периодичности, так как температура поверхности ледника в течение всех суток ниже температуры воздуха. Воздух охлаждается более всего у поверхности ледника. Над льдом господствует инверсия температуры, и холодный воздух стекает вниз. Над некоторыми ледниками Кавказа скорость ледникового ветра 3—7 м/с. Вертикальная мощность потока ледникового ветра порядка нескольких десятков, в особых случаях — сотен метров.
-
Явление ледниковых ветров в громадных размерах представлено над ледяным плато Антарктиды, где над постоянным снежным и ледяным покровом на периферии материка возникают стоковые ветры (чаще всего юго-восточные) — перенос выхоложенного воздуха по наклону местности в сторону океана. Так как кроме барического градиента на этот перенос воздуха влияет сила тяжести, то по мере приближения воздуха к береговой линии в нижних 100—200 м могут развиваться очень большие скорости ветра (до 20 м/с и более), с резко выраженной порывистостью. Вместе с сильными ветрами, вызываемыми постоянным прохождением глубоких циклонов вокруг материка Антарктиды, стоковые ветры делают многие районы побережья Антарктиды самыми ветреными местами на земном шаре.
-
Фён
Фёном называется теплый, сухой порывистый ветер, дующий временами с гор в долины. Температура воздуха при фёне значительно и быстро повышается, а относительная влажность резко падает. В начале фёна могут наблюдаться резкие и быстрые колебания температуры и влажности вследствие встречи теплого воздуха фена с холодным воздухом, заполняющим долины. Порывистость фёна указывает на сильную турбулентность фёнового потока. Продолжительность фёна может быть от нескольких часов до нескольких суток. Фён может возникнуть в любой горной системе. На Кавказе, в Крыму, на Алтае, в Альпах, в Якутии, западной Гренландии, на восточных склонах Скалистых гор (чинук) и во многих других горных системах. О повторяемости фенов можно судить по следующим средним годовым числам дней с фёнами: в Кутаиси — 114, в Тбилиси — 45, во Владикавказе — 36, на Телецком озере —до 150, в Инсбруке (Австрия) — 75.
-
Фён может возникнуть, если воздушное течение общей циркуляции пересекает хребет достаточной высоты. С подветренной стороны воздух оттекает от хребта, а в создавшееся разреженное пространство устремляется воздух вышележащих слоев. Высокая температура при фене обусловлена его адиабатическим нагреванием при нисходящем движении. Вертикальный градиент температуры в набегающем потоке почти всегда меньше сухоадиабатического, т. е. меньше 1°С/100 м. Воздух фена, спускающийся по горным склонам в долину, нагревается сухоадиабатически, т. е. на 1°С на каждые 100 м спуска. Поэтому в долину он приходит с более высокой температурой, чем температура воздуха, ранее занимавшего долину. Температура фёнового воздуха тем выше, чем больше высота, с которой он опускается. Относительная влажность в нем понижается по мере роста температуры.
-
Рассмотрим пример: Допустим, высота хребта над уровнем долины - 3000 м, температура в долине до начала фёна + 10°С, а средний градиент температуры 0,6°С/100 м. На уровне гребня хребта температура будет +10 - (0,6-30) = -8°С. Опустившись в долину и нагревшись на 30°С (по одному градусу на каждые 100 м), воздух фена будет иметь внизу температуру: -8+30 = +22°С. Таким образом, температура в долине повысится в сравнении с первоначальной на 12°С. Вместе с тем, если относительная влажность вверху была 100%, то при той же удельной влажности, но при повышении температуры фёнового воздуха с -8 до +22°С относительная влажность понизится до 17%.
-
Особенно сильное повышение температуры при фене бывает тогда, когда воздух, в котором развивается фен, с самого начала очень теплый, например при перетекании через хребет тропического воздуха за теплым фронтом. Высокая температура воздуха дополнительно повышается адиабатически при нисходящем движении. Эффект повышения температуры особенно велик, если до фена воздух в долине был сильно выхоложен излучением. В Монтане (Скалистые горы) однажды в декабре температура повысилась с -40 до +4°С в течение 7 ч.
-
Продолжительный и интенсивный фен может привести к бурному таянию снега в горах, к повышению уровня и разливам горных рек, сходу снежных лавин и т.д. Летом фен вследствие высокой температуры и сухости может губительно действовать на растилетних фенах листва деревьев высыхает и опадает. На северных склонах Копетдага известен ветер гармсиль, представляющий фен, развивающийся в тропическом воздухе, текущем из Иранского нагорья и переваливающем через хребет. Температуры при гармсиле достигают 48—49°С, а относительная влажность опускается до 4—5%. При гармсиле растения не успевают транспирировать влагу и завядают. Фен может наблюдаться и в арктическом воздухе, если последний, например, перетекает через Альпы или Кавказ и опускается по южным склонам. Даже в Гренландии стекание воздуха с трехкилометровой высоты ледяного плато создает очень сильные повышения температуры. В Исландии при фенах наблюдались повышения температуры почти на 30°С за несколько часов.
-
Бора
Борой называется сильный холодный и порывистый ветер, дующий с низких горных хребтов в сторону достаточно теплого моря. Бора с давних пор известна в районе Новороссийской бухты на Черном море и на Адриатическом побережье Югославии, а также в районе Триеста. Сходные явления обнаружены на Новой Земле и в некоторых других местах. К типу боры относится и сарма близ Ольхонских ворот на Байкале. Достаточное сходство с борой по происхождению и проявлениям имеют норд в районе Баку, мистраль на Средиземноморском побережье Франции (с Севенн в долину Роны), нортсер в Мексиканском заливе.
-
Бора возникает в тех случаях, когда холодный фронт подходит к прибрежному хребту. Холодный воздух сразу же переваливает через невысокий хребет (не более 1000 м). Низвергаясь вниз по горному хребту под дейстием силы тяжести, воздух приобретает значительную скорость: в Новороссийске в январе скорость ветра при боре в среднем выше 20 м/с. Падая на поверхность воды, этот нисходящий поток вызывает штормовой ветер, создающий сильное волнение. При этом резко понижается температура воздуха, которая до начала боры была над теплым морем достаточно высокой. Падая вниз, воздух боры адиабатически нагревается, как и при фене. Но высота хребта небольшая, а первоначальная температура вторгающегося холодного воздуха более низкая в сравнении с температурой воздуха, ранее располагавшегося над местностью. Продолжительность боры 1-3 суток, многолетнее число дней с борой в Новороссйске=46, наблюдается чаще с ноября по март.
Нет комментариев для данной презентации
Помогите другим пользователям — будьте первым, кто поделится своим мнением об этой презентации.