Экология СПРАВОЧНИК

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.[ ...]

Термически приводимые в движение системы ветров включают морские и береговые бризы, которые здесь не рассматриваются, а также более сложные горно-долинные ветры. Основными динамическими процессами, которые управляют этими ветрами, являются: а) составляющая антитриптического ветра, направленная в сторону низкого давления, когда влияние силы Кориолиеа относительно мало, и б) гравитационная составляющая ветра, направленная вниз по склону в отсутствие общего градиента давления [И]. Рассмотрим сначала природу и механизмы ветров склонов.[ ...]

В общем движение холодного воздуха ночью вниз по склону именуется катабатическим потоком, а движение вверх по склону в течение дня называется анабатическим потоком.[ ...]

Теоретически максимальная скорость наблюдается при оо, т. е. утах=С/[(Г — у ) sin s], и она пропорциональна результирующему радиационному охлаждению и вертикальному градиенту температуры в окружающем воздухе и обратно пропорциональна углу наклона склона. Результаты вычисления скорости ветра для разных вертикальных градиентов температуры и коэффициентов трения с углом наклона склона 11,5° представлены на рис. 3.16. Согласно Стретену и сотр. [33], ветры на леднике Мак-Колл на Аляске в общем согласуются с ветрами, вычисленными по этой модели. Пока движение не установилось, v растет с вертикальным градиентом температуры в окружающем воздухе и углом наклона склона и обратно пропорционально коэффициенту трения. Действительно, высокие скорости наблюдаются в катабатических потоках на краях ледяных покровов Гренландии и Антарктиды, но нужно отметить, что модель не принимает в расчет эффект ограниченной протяженности склона.[ ...]

Подход Прандтля—Дефанта, учитывающий вертикальную структуру потока, мы не будем рассматривать здесь подробно, так как последующие работы, кажется, опровергают делаемые ими допущения, по крайней мере для катабатического случая.[ ...]

Когда охлажденный воздух движется вниз по склону, он встречает более плотный окружающий воздух и для поддержания дефицита плавучести в слое требуется большее охлаждение. Устанавливается равновесие между выхолаживанием слоя и потоком вовлекаемого холодного окружающего воздуха. Предполагается, что начальное охлаждение зависит от отдачи тепла к поверхности, но когда развивается термическая стратификация, вероятно, преобладающей становится радиационная дивергенция в слое воздуха.[ ...]

В нескольких исследованиях ночного режима стока вниз по склону выяснялась природа обратного потока из долины или с соседней равнины. Мано [26] разработал модель таких потоков, опираясь на наблюдения в слое 515—830 м на юго-восточном склоне влк. Бандай в Японии (37°36/ с. ш., 140°04 в. д.) и на специальные зондирования. На рис. 3.17 показана циркуляция и область с более высокими ночными температурами на склоне там, где воздух поднимался по склону над инверсионным слоем в направлении горы. Эта зона и называется «теплым поясом» (см. с. 171; как замечает Мано, она регулярно смещается вверх и вниз с периодом примерно 4 ч. Подобные ветры вниз по склону и обратные циркуляции над невысоким склоном около Арык-балыка (53° с. ш., 68° в. д.) в Казахстане были описаны Воронцовым [1].[ ...]

Дефант утверждал, что ветры вверх по склону развиваются перед установлением дневного долинного ветра, а ночью катаба-тические стоковые течения питают горный ветер. Его схема последовательных стадий развития горно-долинной циркуляции широко известна, и ее приняли многие авторы, хотя в нескольких исследованиях доказывается, что различные компоненты ветра развиваются почти одновременно. В альпийской долине около Давоса Урфер-Хеннебергер [41] обнаружила, что более чем в 90 % случаев дующий вниз по склону бриз заканчивается с восходом солнца ±20 мин, а горный ветер — примерно через 25 мин после восхода солнца. Дующий вверх по склону бриз начинается в течение 40 мин после восхода солнца, а долинный ветер — примерно через час после восхода солнца. Таким образом, переходы занимают меньше чем 1 ч в каждом случае. Позднее она подчеркнула [42], что долинный ветер устанавливается одновременно вдоль всей долины, хотя у подножия возвышенностей Драконовых гор в южной Африке появление горного ветра наблюдается, когда местный фронт холодного воздуха продвинется вниз по долине [39].[ ...]

Рисунки к данной главе:

Ветры склонов на г. Нордкетте близ Инсбрука. (Из [5].)

Скорость ветра (и) в стекающем по склону с углом наклона 11,5° воздухе как функция времени для разных значений вертикального градиента температуры и коэффициента трения. (Из [28].)

Модель ночной циркуляции воздуха на склоне влк. Бандай (Япония). Ниже верхней границы слоя инверсии находится озеро холодного воздуха. (По [26], из [48].)