Экология СПРАВОЧНИК

Изучением климата горных областей занимаются биологи, интересующиеся определенными экологическими задачами, гидрологи, нуждающиеся в оценке снегового стока, и реже — метеорологи. Поэтому большая часть существующей информации о климате гор разбросана по научной литературе и часто рассматривается лишь в связи с конкретной локальной задачей. Цель этой книги — обобщить существующие знания о погоде и климате в горах. В первой ее части рассматриваются основные климатические и метеорологические явления в горах, а во второй — специальные приложения горной климатологии и метеорологии. С помощью общих климатических принципов может быть также обеспечена основа для оценки диапазона условий, с которыми можно столкнуться в малоизученных горных районах.

Далее

Определения горных областей неизбежно произвольны. Как правило, между горами и возвышенностями не делается ни качественных, ни даже количественных различий. В Северной Америке обычно считается, что высота 600 м и больше над уровнем окружающей местности отличает горы от возвышенностей [64]. Такая высота уже достаточна для того, чтобы создать вертикальные различия климатических элементов и растительного покрова. Финч и Треварта [17] предложили использовать уровень 1800 м в качестве критерия для выделения гор типа сьерры. В своем опыте рациональной классификации Тролль [65] выделил «высокогорье», при этом он опирался на характерные черты ландшафта и наиболее важными из них считал верхнюю границу леса, снеговую линию эпохи плейстоцена (когда возникли ледниковые формы рельефа) и нижнюю границу перигляциальных процессов (соли-флюкции и т. д.). Очевидно, что все эти особенности связаны с результатами воздействия прошлого или настоящего климата и с микроклиматическими условиями близ уровня земли.

Далее

После первоначального периода энтузиазма в деле сбора данных о погоде в горах интерес к горным наблюдениям и обсерваториям в США ослабел в связи с рядом возникших проблем [63]. Телеграфные линии технически было трудно обслуживать, а с другой стороны, данные горных станций практически не могли использоваться в синоптическом анализе карт погоды, который основывался в то время почти исключительно на наблюдениях погоды у поверхности земли. Обсерватории на г. Вашингтон и на г. Пайкс-Пик были закрыты Бюро погоды в 30-х годах XIX в., а в Шотландии в 1904 г. из-за недостатка средств та же участь постигла обсерваторию на г. Бен-Невис [47]. В связи с изучением верхних слоев атмосферы значение таких обсерваторий снова возросло в 30-х годах нашего века, когда начала создаваться сеть современных аэрологических станций [5]. Например, на г. Эванс, штат Колорадо, стали проводить измерения общего содержания озона и новые определения ультрафиолетовой радиации [61]. Горные станции могут работать в любых погодных условиях и на них можно круглосуточно проводить наблюдения, тогда как зондирования производятся обычно только дважды в день и иногда при неблагоприятных погодных условиях отменяются совсем. Подобные соображения, в частности, привели к тому, что обсерватория на г. Вашингтон была восстановлена во время Международного полярного года и продолжает свою работу по сей день [58]. Единственная открытая в последнее время обсерватория расположена на Мауна-Лоа [49]; она приобрела важное значение как станция, ведущая наблюдения за интенсивностью солнечной радиации и концентрацией атмосферных газов. Обсерватория Цугшпитце в ФРГ служит базой для исследования аэрозолей, атмосферного электричества и изучения радиоактивности [54], а обсерватория Вейсфлуйох в Швейцарии — для исследования снега [74].

Далее

Изучение климата и погоды гор затрудняется тремя обстоятельствами. Во-первых, многие горные области отдалены от основных центров человеческой деятельности, и поэтому ученые часто пренебрегают их изучением. Эта проблема усугубляется труднодоступ-ностью горных районов, что обусловливает трудности установки и обслуживания метеорологических станций Во-вторых, природа горной территории порождает такое множество местных условий, что любая станция будет репрезентативной только для ограниченного числа мест. В-третьих, при выполнении стандартных наблюдений погоды на горных станциях приходится сталкиваться с серьезными трудностями Некоторые аспекты двух последних вопросов заслуживают тщательного рассмотрения.

Далее

Наиболее сильно влияют на климаты гор такие географические факторы, как широта, высота над уровнем моря и топография. Главные пути их воздействия на основные метеорологические элементы рассматриваются ниже; их воздействие на распределение климатов в региональном аспекте обсуждается в главах 4 и 5.

Далее

Зависимость между высотой и давлением была впервые установлена более чем триста лет назад. Хотя влияние высоты на метеорологические элементы установлено точно, оно определяет только средние условия в горах, а непосредственное значение для явлений погоды в горах имеют как раз короткопериодные отклонения от среднего состояния.

Далее

Горные обсерватории имели особое значение в ранних исследованиях солнечной радиации и солнечной постоянной — среднего потока солнечной радиации, получаемой поверхностью, перпендикулярной к солнечным лучам, вне атмосферы при среднем расстоянии Земли от солнца. Впервые измерения на вершине горы были проведены Ж. Виолем на Монблане в 1875 г. Ланглей [66, 67] также делал актинометрические наблюдения во время специальной экспедиции на г. Уитни (штат Калифорния) в 1881 г. Однако их оценки 1 солнечной постоянной были значительно больше, чем недавно принятое значение 1367 Вт/м 2 (1,96 кал/(см2-мин)). Длительные спектральные измерения впервые были проведены Дорно [28] в Давосе (1560 м) в 1908—1910 гг.

Далее

Хотя влияние уменьшения атмосферной плотности с высотой сказывается на величине солнечной радиации, максимальное поглощение в атмосферном столбе при ясном небе составляет только около 15 % приходящего к верхней границе атмосферы солнечного излучения. На потоки инфракрасной радиации сильно влияют возрастающая прозрачность атмосферы на большой высоте и более низкие температуры воздуха.

Далее

Среднее убывание температуры с высотой, или вертикальный градиент температуры, составляет около 6°С/км в свободной атмосфере. Ночью и зимой градиент может быть обратным в небольших по вертикали слоях инверсий температуры. Это происходит вследствие ночного радиационного выхолаживания у поверхности, крупномасштабного оседания воздуха в антициклоне или адвекции теплой воздушной массы над более холодной поверхностью.

Далее

Воздействие гор на поле ветра над ними вызывало интерес уже давно, в частности во время полетов Фиккера на воздушном шаре [36]. Используя результаты этих наблюдений, а также наблюдений за шарами-пилотами и змейковых зондирований, Георги [46, 47] доказывал, что скорость ветра над горными вершинами, как правило, возрастает до уровня, соответствующего 30 % их абсолютной высоты. Этот уровень он назвал «высотой влияния». Однако большинство его наблюдений были сделаны на высоте 820 м на г. Фельдберг (Таунус), и А. Вагнер поставил под сомнение общность упомянутого вывода и указал, что высоту влияния, вероятнее всего, определяют относительные превышения рельефа. Этот вопрос обсуждается подробнее в п. 2В (с. 66).

Далее

Взаимодействие между топографией и метеорологическими элементами зависит от ряда свойств рельефа местности. Общие размеры и ориентация горного хребта по отношению к преобладающим ветрам важны для крупномасштабных процессов, относительные превышения рельефа и форма его особенно важны в региональном масштабе, а угол наклона склона и его ориентация вызывают сильную местную дифференциацию климатов.

Далее

Известно, что атмосферная стратификация влияет на вертикальный профиль ветра над возвышенностями, однако между ними не установлена четкая зависимость [14]. В большей части теоретических работ рассматриваются возвышенности с углами наклона лишь в несколько градусов. Джексон и Хант [31], а также Брэдли [8] выражают угол наклона через «относительное удлинение» где Ь — горизонтальное расстояние от вершины до точки, высота которой равна половине максимальной высоты к). Можно предположить, что на некотором уровне, значительно выше возвышенности, скорость ветра будет такой же, как и в невозмущенном с наветренной стороны потоке (11). Однако около поверхности граница перемещается вверх благодаря рельефу территории, и тем самым устанавливается локальный градиент давления, который влияет на горизонтальную скорость. Это «отношение ускорения» А5 =(А11/11)г, или отношение избытка скорости ветра АII на высоте 2 над вершиной возвышенности к скорости и на той же самой высоте на наветренной стороне, изменяется в соответствии с высотой смещения, относительным удлинением возвышенности и параметром шероховатости поверхности.

Далее

От угла наклона и ориентации склона существенно зависят приход радиации и температурные условия, и это послужило предметом многих экспериментальных и аналитических исследований. Прямая суммарная радиация, падающая на склоны данного угла наклона и данной ориентации на разных широтах, рассчитывалась многими авторами. Гейгер [18, с. 373] перечисляет целый ряд источников, в которых можно найти соответствующие данные, в том числе опирающиеся на фактические измерения. Некоторые исследования цитируются Кондратьевым (см. [32, с. 342, 485], а также [33, 34] ) и Хеем [23].

Далее

Воздействия топографии на движение воздуха происходят в широком диапазоне масштабов и создают иерархию систем циркуляции с помощью механизма динамических и термических факторов. Здесь мы остановимся на трех основных типах динамического процесса. Первый — обширные горные хребты создают волновые движения планетарного масштаба в результате крупномасштабных вихревых воздействий. Второй — горы вызывают деформацию погодных систем синоптического масштаба, особенно фронтов. Третий — топография всех масштабов вызывает волновое движение в результате локальных гравитационных воздействий. Несмотря на то что эти типы не всегда четко разграничены, они дают удобную основу для обсуждения. Подробные обзоры орографических воздействий на воздушный поток приведены в работах Алака [4], Николса [86] и Смита [110], а удачное резюме — в работе Бира [8].

Далее

Эволюция планетарного потока очень важна для глобального климата, а видоизменения синоптических систем непосредственно сказываются на условиях в самих горах. На такие системы орография влияет двояко: фронтальные циклоны, проходящие над горным хребтом, подвергаются структурной модификации и на подтветренной стороне гор усиливается циклогенез. Первый процесс более важен для изменений погоды в горах, хотя второй может повлиять на условия ветра с подтветренной стороны хребта.

Далее

Поведение воздушного потока над препятствием зависит в принципе от 1) вертикального профиля ветра, 2) распределения устойчивости и 3) формы препятствия. Рассмотрим воздействие простого протяженного хребта, нормального к воздушному потоку в устойчивой атмосфере, в которой потенциальная температура возрастает с высотой. Для этих условий Фёрхтготт [37] выделил три основных типа потока в зависимости от вертикального профиля скорости ветра (рис. 3.5). При слабых ветрах, скорость которых почти не меняется с высотой, поток течет плавно над хребтом, образуя пологую волиу (рис. 3.5 а), со слабыми вертикальными движениями. Такой поток называют ламинарным течением. При более сильных ветрах, скорость которых немного растет с высотой, воздух на подветренной стороне хребта образует стоячий вихрь (рис. 3.5 6). При более интенсивном вертикальном градиенте скорости ветра влияние гор создает последовательность подветренных волн (рис. 3.5в), которая может распространяться за препятствием на 25 км и более (фото 2). Эти гравитационные волны стационарны, при условии что характеристики потока не изменяются. Подветренные волны обычно образуются только тогда, когда существует мощный по вертикали воздушный поток, отклоняющийся от нормали к линии хребта не более чем на 30°, причем направление ветра с высотой меняется незначительно. Скорость ветра должна увеличиваться с высотой от наименьшей горизонтальной скорости около 7 м/с на уровне гребня для низких хребтов (1 км) и от 15 м/с — для хребтов высотой 4 км [86].

Далее

При благоприятной синоптической ситуации механические и термодинамические воздействия на воздушный поток могут вызывать характерные ветры, дующие вниз по подветренным склонам гордого хребта. К этим так называемым нисходящим ветрам относятся фён (или чинук), бора и мезомасштабные катабатические ветры. По самому простому определению, фён — это дующий вниз по склону ветер, который приводит к росту температуры и понижению относительной влажности с подветренной стороны горного хребта, тогда как бора вызывает соответственно понижение температуры. И фён, и бора могут быть порывистыми. Кроме того, фён значительно иссушает растительность и почву, что наблюдается, например, на расстоянии до 50 км от подножия Скалистых гор в штате Колорадо [53, 97]. Катабатический ветер является нисходящим под влиянием силы тяжести стоковым ветром, дующим вниз вдоль любой наклонной поверхности, но в этой книге мы на зываем катабатическим ветром ветровую систему, которая распространяется больше, чем на отдельный склон (см. с. 136).

Далее

Вызванные топографией деформации воздушного потока, рассмотренные в предыдущем параграфе, обусловлены в основном механическими воздействиями горных препятствий. Характерные системы течения воздуха порождаются также, помимо указанных влияний, термическими неоднородностями рельефа, особенно когда региональные градиенты давления малы. Их приводят в движение главным образом вертикальные различия потенциальной температуры, вызывающие вертикальные движения и неодинаковое нагревание и охлаждение склонов, которое может создавать циркуляции воздуха с горизонтальными и вертикальными компонентами. В некоторых местах такие течения возникают достаточно часто и их влияние настолько резко выражено, что создает отчетливые и квазипостоянные системы топоклиматов. Такое положение наблюдается, например, в глубоких долинах Гималайских хребтов.

Далее

Эта проблема была освещена в исследованиях Тайсона и Престон-Уайта [39, 40]. Они исследовали режим ветра вдоль поперечного разреза длиной 180 км на 30° ю. ш. от крутого юго-восточного склона Драконовых гор в южной Африке до Индийского океана. Гребень склона находится на высоте 3000 м, и склон спускается к наклонному плато высотой 950 м, которое рассечено долинами глубиной 250—550 м. В то время как основные долины направлены с северо-запада на юго-восток, боковые долины располагаются под прямыми углами к основному уклону плато, направленному на юго-восток. Тайсон и Престон-Уайт построили схематические модели ночных систем ветра, связанных с такой топографией (рис. 3.21). Над горно-долинными ветрами лежат региональные воздушные потоки, направленные ночью от массива Лесото и Драконовых гор («горно-равнинный» ветер), которые в дневное время обращаются. Особый случай, который наблюдается в долине Бушменов, представлен на рис. 3.22. Долинно- и равнинно-горные ветры лучше всего развиты летом, когда мощность объединенного потока в направлении гор может достигать 1000—1250 м. Ветры эти редко связаны с общими градиентами давления, тогда как северо-западные горно-равнинные ветры могут быть интегральной частью крупномасштабной циркуляции.

Далее

Воздушный поток в горах изменяется под воздействием динамических факторов, обусловленных топографией, и термических факторов, в результате чего создается местная циркуляция. Кроме того, высота гор влияет на скорость ветра. Все это вместе взятое делает наблюдаемое в горной области поле ветра в высшей степени сложным и изменчивым. Индивидуальные влияния этих факторов подробно рассмотрены выше, но будет полезно закончить эту главу некоторыми соображениями по поводу взаимодействий в общем поле ветра. В сложной области, где имеются черты топографии различных масштабов, воздушный поток может испытывать неодинаковые воздействия на разных уровнях в атмосфере. Наппо [6] иллюстрирует это на примере долины р. Теннесси шириной 50—60 км между плато Камберленд (1000 м) к северо-западу и Грейт-Смоки-Маунтинс (2000 м) к юго-востоку. Там можно выделить три различных слоя. Ниже 200 м в долине в потоке не обнаруживается никаких крупномасштабных влияний рельефа, хотя можно заметить направляющий эффект, создаваемый небольшими хребтами (100—150 м). Изменения скорости и направления ветра здесь практически не зависят от устойчивости. Над этим слоем вплоть до 800 м выше дна долины (т. е. приблизительно до половины высоты основных элементов рельефа) профиль скорости ветра почти такой же, как и над шероховатой поверхностью равнины, тогда как направление ветра испытывает влияние локальной топографии и устойчивости. На более высоких уровнях скорости увеличиваются, но направления, как правило, остаются постоянными вплоть до свободной атмосферы.

Далее

Основные факторы и процессы, влияющие на горный климат, обсуждены в главах 2 и 3. Когда рассматриваются такие климатические элементы, как температура или осадки, то их временные и пространственные характеристики неизбежно определяются набором этих действующих совместно факторов — широты, высоты и топографии. Поэтому в данной главе анализируются некоторые основные климатические характеристики горных районов по отдельным климатическим элементам. Сначала рассматриваются балансы энергии и температурные профили склонов. Затем обсуждаются облачность, осадки, другие гидрометеоры и испарение. Приводятся примеры взаимодействия высотных и топографических факторов при создании орографических особенностей в пространственном и временном распределении каждого климатического элемента.

Далее

Важнейшим элементом климата горных районов, несомненно, является температура. В большинстве горных областей мира ведутся подробные наблюдения температуры и имеется множество статистических исследований изменения температуры с высотой. Это изменение представляет собой сложную проблему при составлении климатических атласов в силу резких температурных градиентов на небольших расстояниях и их сезонной изменчивости [19]. В некоторых недавно проведенных исследованиях температур в горах, например в [6] и [18], для того чтобы связать температуры с высотой и отделить влияние инверсий от эффектов, обусловленных крутизной склонов, применяется регрессионный анализ. Пильке и Меринг [16], пытаясь уточнить пространственное распределение температуры для одной из областей в северо-западной Виргинии, использовали линейный регрессионный анализ средних месячных температур как функции высоты. Они показали, что корреляции максимальны (г=—0,95) летом, как это обычно бывает на средних высотах. Зимой инверсии на низких уровнях вкосят большую изменчивость, и, если подобрать подходящие полиномиальные функции или же использовать потенциальные температуры, можно получить лучшие оценки [11]. С целью составления топоклиматических карт для Западных Карпат был аналогичным образом разработан ряд уравнений регрессии [12]. Для этого, как описано в п. ,2В4, используются отдельные уравнения регрессии для различных профилей склона. Заметим, что имеется мало попыток описать изменения горной температурь) при. помощи какой-либо более общей статистической модели.

Далее

В п. ЗБ1 рассматривалось влияние ночного излучения на сток воздуха вниз по склону. При таких условиях во время ясной безветренной погоды образуются озера холодного воздуха на дне долин при высоких температурах на склоне; эта зона высоких температур называется теплым поясом. Считается, что первое описание таких зон дал в 1861 г. фермер Сайлас Макдоуэлл, живший в южных Аппалачских горах в штате Северная Каролина [4, 7]. В этой области теплый пояс в среднем сосредоточен на высоте около 350 м надо дном долины [5]. Вероятность весенних заморозков в этой зоне меньше, поэтому она имеет важное значение для садоводства и сельского хозяйства.

Далее

Площадь А равна площади В.Метод частицы является полезным приближением, когда воздушный поток пересекает горную преграду, но в действительности последний поднимается слоем. В процессе такого подъема вертикальный градиент у слоя в целом меняется: если у > Г (сверхадиабатический вертикальный градиент), то при подъеме у уменьшается и слой стабилизируется, если V < Г (субадиабати-ческий вертикальный градиент), то при подъеме у увеличивается, что приводит к дестабилизации слоя.

Далее

Влияние горных преград на распределение и количество осадков давно является предметом дискуссий и полемики (см., например, НИ). Эта проблема возникает из-за малого количества высокогорных станций, а также дополнительных трудностей, связанных с определением вклада снегопадов в суммарное количество осадков, особенно на ветреных участках. Солтер [89] проанализировал данные по Великобритании и пришел к выводу, что влияние высоты на вертикальное распределение осадков в различных географических районах разное. Чтобы достаточно полно изучить эти различия, необходимо рассмотреть основные процессы конденсации, а также влияние гор на режимы облачности и осадков.

Далее

В свете этих общих рассуждений о процессах осадкообразования исследуем эмпирические данные о влиянии высоты. Уже в конце XIX в. в Гималаях [41] и Альпах было осуществлено несколько исследований вертикального распределения осадков. Позднее были проведены многочисленные расчеты изменения осадков в зависимости от высоты и, географического положения. Например, Солтер [89] обнаружил увеличение количества осадков на 8— 15 см на 100 м в южной Англии и примерно на 12—30 см на 100 м на наветренных склонах в западной Англии. Вместе с тем он отметил, что там, где с наветренной стороны имеются высокие хребты, скорость увеличения значительно ниже. На подветренной стороне, особенно для более низких частей склонов, увеличение с высотой оказалось большим из-за частого возникновения нисходящего движения воздуха и потери влаги, произошедшей выше по течению. Солтер [89, с. 54] отметил также, что станции, расположенные в узких горных долинах, обычно регистрируют значительно большие годовые суммы осадков, чем это можно было бы ожидать для такой сравнительно небольшой высоты. Для восточных Пеннин средняя высота в радиусе 8 км от места расположения дождемера оказывается лучшим предиктором годового количества осадков, чем высота станции [18].

Далее

Осадки в горных областях складываются из осадков, которые выпали бы при отсутствии гор в результате конвекции и циклонической конвергенции, и из орографических осадков, обусловленных интенсификацией этих процессов над горами и вынужденным подъемом воздуха под влиянием рельефа. Обычно рассматриваются только суммарные осадки, особенно при применении регрессионных методов статистического прогноза, однако делались и попытки выделить специфический вклад орографических факторов.

Далее

В нескольких статистических работах показано, что на низинных станциях в умеренных широтах для определения типа осадков можно использовать температурный порог. Для низменностей Великобритании существуют равные вероятности выпадения дождя или снега при температуре на уровне метеорологической будки 1,5°С. Это означает, что уровень 0°С лежит на высоте примерно 250 м над подстилающей поверхностью [56, 66]. Однако Глазы-рин [1] установил, что в горах Средней Азии температурный порог повышается от приблизительно 1 °С на высоте 500 м до 4 °С на высоте 3500—4000 м. Соответственно и отклонения от температурного порога, определяющие температуры, ниже (выше) которых всегда выпадает снег (дождь), увеличиваются от ±2,5°С на 500 м до ±5°С на 3500—4000 м. Это обстоятельство, по-видимому, отражает большую частоту выпадения снега в ливневой форме и, может быть, также большее значение местного вертикального температурного градиента.

Далее

Теоретический анализ интенсивности осадков над горами имеет долгую историю. Для вычисления вертикальных скоростей и конденсации, вызванной адиабатическим подъемом над идеализированным склоном, описываемым функциями Фурье, Покелс [77] использовал гидродинамические уравнения для идеального двумерного потока без трения. Он сделал вывод, что интенсивность осадков на наветренном склоне в большей степени зависит от крутизны склона, чем от абсолютной высоты. Вагнер [106] отметил, что в модели Покелса не учитывалось влияние воздушных течений на выпадение осадков. Так, при сильном ветре при выпадении хлопьев снега может вообще не наблюдаться характерный максимум осадков, зависящий от высоты, в то время как крупные капли мало подвержены влиянию ветра. В подтверждение этого положения он привел результаты летних и зимних наблюдений в окрестностях Зоннблика. Оно [70] провел другое аналогичное анализу Покелса теоретическое исследование и проверил его на японских данных.

Далее

До сих пор мы предполагали, что количество осадков измеряется надежно. Фактически дело обстоит далеко не так, и в данном параграфе мы рассмотрим способы наблюдения осадков в виде дождя и снега. В следующем параграфе мы изучим также и другие гидрометеоры.

Далее

К гидрометеорам относятся не только обычные виды осадков, рассмотренные выше, но также жидкие или твердые частицы воды, взвешенные в атмосфере (облака, туман), поднятые ветром частицы (низовая метель) и жидкие или твердые частицы воды, осевшие (выделившиеся) на поверхности (роса, осаждение тумана, иней, ледяной налет и гололед) [47]. Хотя информация об этих явлениях ограничена, все они являются важными составляющими погоды и климата в горах.

Далее

На многих горных склонах, особенно в тропиках и субтропиках, частое появление тумана и орографической облачности вносит значительный вклад в суммарный баланс влаги благодаря перехвату капелек тумана растительностью. Это явление особенно заметно на границах лесных массивов [10, с. 348—350], но оно наблюдается на всех покрытых лесами склонах.

Далее

Ледяной налет образуется, когда переохлажденные капли тумана сталкиваются с неподвижными объектами, такими, как деревья или здания, а также проводами (фото 7). В табл. 4 5 описаны три основных типа гололеда. Однако гололед часто имеет гетерогенную природу из-за более или менее одновременного или последовательного развития разных форм при несколько изменяющихся условиях погоды.

Далее

Осаждение кристаллического льда не только вносит свой вклад в суммарный баланс влаги, но, должно быть, также влияет на физические свойства поверхности снега. Возможное его влияние на спектральные радиационные характеристики заслуживает более подробного исследования.

Далее

Перераспределение снега ветром — важное явление в зимних условиях северных континентов, а также в полярных и альпийских районах. Переносимый ветром снег является характерным элементом климатической среды многих горных районов, однако эта проблема почти не нашла отражения в научной литературе. Ее исследуют в Антарктике, преимущественно с научной точки зрения, и в умеренных широтах — в основном в свете практических инженерных задач, таких, как предохранение автомобильных дорог от снежных заносов.

Далее

Перенос водяного пара от поверхности воды или обнаженной почвы (испарение) зависит как от свойств окружающего воздуха, так и от поступления энергии к этой поверхности. Для этого процесса имеют значение многие метеорологические факторы: разность давлений водяного пара у поверхности и в воздухе, температура воздуха и испаряющей поверхности (поскольку температура определяет давление насыщенного водяного пара), скорость движения воздуха над испаряющей поверхностью, а также поступление энергии в результате поглощения радиации, адвекция теплого воздуха и накопление тепла над поверхностью раздела воздух—почва (вода). Пониженное атмосферное давление усиливает испарение, но его влияние с избытком компенсируется понижением температуры воздуха с высотой.

Далее

Альпинисты и ботаники давно заметили физиологически иссушающее действие низкой абсолютной влажности на больших высотах, и это обстоятельство в сочетании с обычно наблюдаемыми там сильными ветрами породило широко распространенное мнение о больших потерях от испарения в горных условиях. Такое явление, как снег кающихся на поверхности многих тропических ледников (фото 8), также интерпретировалось аналогичный образом. Поскольку коэффициент испарения в уравнениях тина уравнения Дальтона (с. 228) изменяется обратно пропорционально атмосферному давлению, утверждалось, что испарение увеличивается с высотой, хотя уже Хортон [12] отмечал, что теоретические и эмпирические исследования противоречат такому выводу. В литературе по испарению имеется множество несходных результатов наблюдений, и поэтому нужно попытаться выбрать те из них, где использовалась общепринятая методика наблюдений. Обзор этих результатов сделал Слотер [39].

Далее

В общем описании важнейших климатических факторов и характеристик, приведенном в предыдущих главах, конечно, опущено множество важных деталей и местных аномалий, хотя во многих случаях данных о них настолько мало, что обобщение может быть лишь предварительным и частичным. Тем не менее имеет смысл привести ряд дополнительных сведений об особенностях климата отдельных горных регионов. К ним относятся горные системы в экваториальных, тропических и умеренных широтах, а также в полярных областях, которые были выбраны таким образом, чтобы это дало возможность показать как широтные, так и региональные климатические различия.

Далее

Гималаи представляют собой систему горных хребтов, лежащих между 36° с. ш., 75° в. д. и 27° с. ш., 90° в. д., длиной примерно 3000 км и шириной от 80 до 300 км. Экологически к ним относится внешняя зона муссонных лесов, внутренняя зона хвойных лесов с сильными зимними снегопадами и засушливая степь Тибетской зоны [23]. Интерес к метеорологии Гималаев появился во второй половине XIX в. Хилл [10] составил подробную сводку старых наблюдений в северо-западных Гималаях в Кашмире, хотя в качестве основной станции он упоминает станцию Лех (3316 м), расположенную в верховьях долины Инда между Гималаями и Каракорумом. Большую часть наблюдений на больших высотах дали экспедиции альпинистов [2, 14, 16, 18, 21, 27]. Позднее данные существующих станций были объединены в целях получить более полную и современную картину климатических условий [4—6, 12]. На Кхумбу-Гимал, в частности, при изучении ледников проводились также климатические наблюдения [9].

Далее

Влияние высоты сильно зависит от суммарного количества осадков. На рис. 5.6 показано, что в сухой год изменение суммарного количества осадков с высотой незначительно, в то время как в годы с большим числом циклонических дождей максимальное количество осадков отмечается на высоте примерно 2500 м. Однако это происходит не только в результате роста интенсивности осадков, так как на высоко расположенных станциях больше как число дней с осадками, поддающимися измерению, так и число дней со следами осадков.

Далее

Скалистые горы простираются от бассейна Юкона до Нью-Мек-сико, но мы рассмотрим лишь их южную часть в штате Колорадо на широте около 40° с. ш., о которой имеется довольно много информации. Здесь горы образуют резко выраженный барьер, простирающийся с севера на юг и возвышающийся до 4000 м над ур. м. На востоке их склоны обращены к Великим равнинам, а на западе — к межгорным котловинам, высота и тех и других примерно 1500 м. Скалистые горы расположены на расстоянии 1500 км от Тихоокеанского побережья, что обеспечивает континентальные климатические условия, хотя горы создают свои собственные типичные климатические пояса, даже участки вечной мерзлоты в обдуваемых ветром областях выше 3750 м над ур. м. [7]. Здесь средняя годовая температура воздуха составляет около —4 °С.

Далее

Европейские Альпы — родина горной метеорологии (см. с. 16) и место столь многих метеорологических исследований, что этот параграф может дать лишь общее представление о разнообразии этих исследований и их содержании. Во-первых, имеются климатологические описания основных обсерваторий: Зоннблик в Австрии, Хоэнпейссенберг и Цугшпитце в ФРГ и Юнгфрауйох в Швейцарии (см. табл. 1.1). Во-вторых, написано несколько обобщающих работ—■ для Французских Альп [3, 4], Тироля [6, 9], французской Швейцарии [5], а также для всей области Альп [8, И, 18]. Еще одним важным источником являются выходящие раз в два года публикации международных конференций по альпийской метеорологии (см. список литературы к гл. 1).

Далее

Обеспечить проведение надежных наблюдений на вершине г. Бен-Невис было трудной задачей, так как здесь часто происходило обледенение приборов (см., например, [9]), наблюдалась облачность, захватывающая вершину, и снегопады зимой.2 Будки с термометрами устанавливались на лестницах и их высота регулировалась относительно поверхности снега (высота снежного покрова порой превышала 3 м). Участок примыкал к крутому 550-метровому обрыву на северной стороне горы, и влияние такого местоположения на движение воздуха вызывало частые «качания» ртутного столба барометра.

Далее

Существует лишь небольшое число горных областей в высоких широтах, климатические характеристики которых в той или иной степени изучены. Поэтому особое значение имеют интенсивные исследования в горах Св. Ильи, организованные совместно Американским географическим обществом и Арктическим институтом Северной Америки. Эти горы расположены вдоль побережья Тихого океана и водораздел круто поднимается до 2600 м на расстоянии всего 60—180 км от побережья, причем громада г. Логан превышает 6000 м. В научных отчетах [4, 5] и в ряде статей подробно изложены результаты разнообразных исследований, осуществленных в рамках Проекта изучения оледенения гор и связанного с ним Проекта исследований условий высокогорья [7]. Здесь мы даем краткий обзор этих исследований.

Далее

Первая лаборатория высокогорных исследований была создана на высоте 4560 м на г. Монте-Роза (Италия) в 1901 г., и приблизительно в это же время было опубликовано несколько работ по горной болезни. Гипоксия может привести к горной болезни, симптомы которой включают головную боль, головокружение, тошноту, потерю аппетита и бессоницу. Обычной реакцией на гипоксию является также дыхание Чейн-Стокса по ночам, которое выражается в нерегулярности режима, изменяющегося от глубокого дыхания (приводящего к гипервентиляции) до остановки дыхания (асфиксия) иногда на 10 с. Боли в груди, кашель и слабость в мышцах свидетельствуют о серьезной горной болезни. Хотя такие тяжелые симптомы редко длятся более нескольких дней, для полного выздоровления некоторых людей может потребоваться месяц и более [12, с. 105]. Чтобы избежать горной болезни при подъеме в горы, на высоте примерно 3000 м и далее через каждые 1000 м следует делать остановку на неделю, прежде чем продолжить подъем. Питание должно включать продукты с высоким содержанием углеводов и низким содержанием жиров.

Далее

Теплоизоляция одетого человека обеспечивается кожными тканями, воздухом и одеждой. Научные исследования одежды, предназначенной для холодной погоды, получили развитие во время второй мировой войны. Этим исследованиям способствовали также полярные экспедиции, широкое распространение высокогорного альпинизма и зимних видов спорта.

Далее

Для неосторожных и неопытных людей многие особенности горного климата опасны. Кроме явных проблем — туманов, орографической облачности, сильных ветров и низких температур-—важным фактором, который часто не принимают во внимание, является быстрота изменений погоды в горах. В горах умеренных широт случайных туристов из равнинных мест удивят снег или ливни с градом, которые могут наблюдаться там в летние месяцы. Здесь мы рассмотрим только два опасных явления, связанных со специфическими условиями погоды в различные сезоны.

Далее

Описанные в главе 3 характеристики воздушных течений, вызванных топографическими и термическим факторами, непосредственно влияют на рассеяние загрязняющих веществ, но существующие теории, как правило, не позволяют дать прогноз в условиях пересеченного рельефа. Для того чтобы лучше изучить поведение воздушных потоков и загрязняющих воздух веществ в конкретных горных местностях, сейчас начато осуществление специальных программ наблюдений, и, хотя еще слишком рано обобщать их результаты, полезно изложить здесь некоторые выводы.

Далее

До сих пор мы давали описание и анализ климатических режимов в горах, не касаясь вопроса об изменении климата. Однако имеются серьезные доказательства важных климатических колебаний в масштабах, имеющих значение для человека, и так как в горах человек работает в экстремальных условиях, то такие колебания необходимо изучить и принять в расчет.

Далее