Вплив снігового покриву на клімат
Сніговий покрив утворюється лише у певних кліматичних умовах, тобто він є продуктом клімату. Але в той й же час сніговий покрив впливає на клімат. При таненні снігового покриву збільшуються запаси вологи в грунті, які поступово використовуються рослинами протягом літа. Сніг відіграє велику роль у тепловому режимі грунту й повітря. Теплопровідність снігу дуже мала за рахунок наявності у ньому повітря, теплопровідність якого в 100 разів менша за теплопровідність грунту і становить усього (5,79+0,19t)∙10-5 кал/с∙0С), де t – температура повітря 0С. Отже, чим пухкіший сніговий покрив, тим менша його теплопровідність. Тому він добре захищає грунт від проникнення в нього низьких температур.
Якщо утворився сніговий покрив висотою 20-30 см, то добові коливання температури затухають уже на глибині 20 см, а якщо снігу немає, то вони помітні до глибини 80-100 см. За товщини снігового покриву 40-50 см температура поверхні грунту під ним на 6-7 0С вища за температуру оголеної ділянки грунту і на 10 0С вища за температуру поверхні самого снігу. Глибина промерзання грунту також зменшується. При висоті снігового покриву близько 30 см грунт промерзає до 25-30 см, а без снігу – до 100 см і більше. В окремі періоди глибина промерзання грунту під снігом у 4-5 разів менша, ніж на оголеній ділянці. Отже, сніговий покрив є надійним захисником озимих та плодових культур від вимерзання навіть при великих морозах.
На температуру повітря сніг діє протилежно, тобто він сприяє вихолоджуванню повітря. Основними причинами такої його дії є те, що альбедо снігу становить 70-80 %, а також те, що випромінювальна здатність снігу дуже велика, яка наближається до випромінювальної здатності абсолютно чорного тіла за рахунок різкого збільшення площі поверхні снігу по відношенню до поверхні грунту. Крім того, сніг не пропускає тепла із поверхневих шарів грунту в повітря.
У результаті дії цих чинників поверхня снігу дуже вихолоджується, а від неї вихолоджується і прилеглі шари повітря. Тому взимку часто спостерігаються радіаційні інверсії температури повітря. Про це свідчить те, що над рівнинами Східної Європи середній вертикальний градієнт температури становить лише 0,12-0,15 0С на 100 м висоти замість середнього 0,65 0С.
У помірних широтах сніговий покрив триває кілька місяців, а в полярних сніговий та крижаний покрив зберігається постійно. Він є своєрідним холодильником і формує на Землі цілі ландшафтні зони вічного морозу. При дуже низьких температурах повітря висушується внаслідок утворення інею на поверхні снігу. Цей процес має велике значення для зростання товщини снігового покриву. Тому клімат полярних районів не лише суворий, а й сухий. Так, в Антарктиді на висоті понад 2000 м середня температура найтеплішого місяця близько -300С, а найхолоднішого – 70 0С. У серпні 1960 р. на станції Восток було зафіксовано -88,3 0С, а в липні 1983 р. -89,2 0С, а на поверхні снігу -90,4 0С. На станції Піонерська навіть середній річний тиск водяної пари становить усього 0,15 гПа.
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.
Питання для самоперевірки.
1. Кліматична система.
2. Чинники формування клімату Землі: радіаційні та циркуляційні .
3. Особливості циркуляції у поясах високого атмосферного тиску, у зоні пасатів, мусонів, зоні конвергенції в середині тропічних широт, зоні циклонічної діяльності в помірних широтах. Чим визначається клімат західних та східних берегів материків.
4. Роль підстильної поверхні у формуванні клімату. Основні властивості підстильної поверхні, які впливають на клімат.
5. Особливості морського клімату.
6. Особливості континентального клімату.
7. Континентальність клімату, показники континентальності.
8. Вплив морських течій на клімат. Як виникають пустелі на узбережжях океанів.
9. Вплив рослинного покриву на клімат.
10. Вплив снігового покриву на клімат.
11. Вплив рельєфу на клімат.
12. Що таке висотна кліматична поясність.
13. Як формуються гірські кліматичні курорти.
14. У чому схожість морського та гірського кліматів.
15. Вплив гір на клімат прилеглої території.
Класифікація кліматів
Класифікація кліматів – це поділ кліматів Землі за різними ознаками, умовами виникнення або зв’язками з іншими географічними явищами на кліматичні зони (та області), що мають однотипні кліматичні умови. Кліматична зона – це найбільша одиниця кліматичного районування, що має широтну протяжність та виділена за визначеними об’єктивними кліматологічними показниками. Кліматична область – це частинна кліматичної зони, що характеризується визначеними типом клімату. Тип клімату – це клімат з характерними властивостями, що відповідає визначеній кліматичній зоні. У зв’язку з цим існує таке поняття як кліматична межа. Це досить чітко виражена межа між регіонами з різним кліматом.
Класифікація кліматів проводиться для виділення типів кліматів, за допомогою яких можна об’єктивно встановити подібність чи відміни кліматичних умов на всій території земної кулі чи її частині. Це має велике практичне значення, тому що з кліматом пов’язане життя рослин та тварин, характер ґрунтового та рослинного покривів, гідрологічний режим, життя та господарська діяльність людини.
Вчені зразу помітили явний зв’язок розподілу рослинності на земній кулі з кліматичними умовами. Отже, перші класифікації клімату грунтовались на ботанічних ознаках. Це сталось в кінці XIX століття. Перше ройоонування провів Грізебах в 1872 р. Найтиповішою була класифікація кліматів – класифікація Зупана (1884 р.), він виділив 35 кліматичних провінцій. Хульт в 1892 р. кількість провінцій збільшив до 103. Це так звані описові класифікації кліматів. Основним завданням цих класифікацій було виділення кліматичних провінцій, тобто більш-менш однорідних за кліматом географічних районів без їх зв’язку з аналогічними в інших місцях. Назву провінціям давали за назвою даної місцевості та особливістю рослинності.
Уже в 1874 р. де Кандоль помітив природну географічну зональність рослинності і спробував виділити п’ять географічних зон. Великий вклад у розвиток теорії класифікації кліматів вніс В. Кеппен (Кйоппен). Він різко критикував описові класифікації і висунув зовсім новий принцип класифікації кліматів і назвав його принципом кліматичних аналогів. Він старався об’єднати суттєво подібні клімати в далеко розташованих місцевостях земної кулі. Для класифікації кліматів він використав середні річні та місячні температури повітря та річні атмосферні опади.
В. Кеппен удосконалював свою класифікацію у ряді публікацій з 1900 до 1936 рр. У кінцевому вигляді вона одержала широке розповсюдження у багатьох країнах як така, що не погано відповідає ландшафтним зонам. Кеппен виділив п’ять кліматичних зон, у яких виділив 11 типів кліматів:
1) клімат тропічних лісів,
2) клімат саван,
3) клімат степів,
4) клімат пустель,
5) клімат помірно теплий з сухою зимою (мусонний),
6) клімат помірно теплий з сухим літом (середземноморський),
7) клімат помірно теплий з рівномірним зволоженням,
8) клімат бореальний з сухою зимою (мусонний),
9) клімат бореальний з рівномірним зволоженням,
10)клімат тундри,
11)клімат вічного морозу.
Бореальний клімат за Кеппеном спостерігається лише у північній півкулі. Це помірно холодний клімат середніх широт з чітко вираженими порами року. Характерним є утворення стійкого снігового покриву взимку.
Цінність класифікації Кеппена у її географічності. Зараз вона не використовується, оскільки в основі лежить штучний критерій посушливості клімату, а саме співвідношення між середньою кількістю опадів і середньою річною температурою. Насправді однозначної залежності посушливості клімату від цього співвідношення немає навіть в середньому. Тому сухі пояси Кеппена в одних випадках розташовані південніше помірно теплих, а в інших –північніше. Крім того, у групі сухих поясів об’єднуються такі різні за широтою місцевості, як Хартум (Африка) та Омськ (Західний Сибір).
У різний час були створені класифікації кліматів, які ґрунтувались на ландшафтно-географічних зонах (В.В. Докучаєв, Л.С. Берг), на класифікації річок (О.І. Воєйков, А. Пенк, М.І. Львович), на врахуванні ступеня зволоження території (О.О. Камінський, М.М. Іванов, М.І. Будико) та інші.