Подстилающая поверхность как климатообразующий фактор •

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 см 3 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. ) Т самого теплого холодного Т Амплитуда пункт месяца годов. °С зима весна лето осень °С Леруик (Шетланд Август Февраль ские о-ва, 12, 4 4, 1 7, 8 8, 3 4, 4 5, 7 11, 1 8, 4 1° в. д). Олекминск Июль Январь (120° в. д). 18, 5 – 33, 5 -6, 7 52, 0 -31, 0 -5, 6 16, 0 -6, 2

• 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 морфометрическим и 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 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.