Реферат на тему:

Особливості мезомасштабних проявів атмосферних процесів

в межах гірських країн (на прикладі українських Карпат)

В межах Передкарпаття і гірської частини Українських Карпат існують
чіткі внутрішні кліматичні відмінності, які виразно проявляються у
ландшафтній структурі території, просторово-часовому розподілі
метеорологічних полів, кліматичних характеристиках окремих природних
районів. Причиною надзвичайно нерівномірного розподілу кліматичних
елементів є складна взаємодія гірського рельєфу з атмосферою. Локальні
відмінності кліматичного характеру є реакцією поверхні на мезомасштабну
діяльність атмосфери. Кліматичній неоднорідності регіонального і
локального рівнів сприяють мезометеорологічні процеси (ММП). Вони мають
режимний хід внаслідок переважаючого впливу динамічного орографічного
чинника над іншими щодо умов кліматотворення в горах. Мезомасштабні
прояви добре помітні в межах макросхилів, гірських масивів чи окремих
хребтів через активізацію процесів утворення опадів і особливості їх
розподілу, зміни вітрового режиму, горизонтальне термічне розчленування
приземного шару атмосфери. Слід зазначити, що особливості впливу
термічного стану діяльної поверхні і пограничного шару атмосфери на хід
ММП ще мало вивчені.

Мезометеорологічними процесами слід вважати такі атмосферні процеси, що
стосуються локальних змін окремих метеоелементів у пограничному шарі
атмосфери при певних синоптичних ситуаціях, в окремі моменти часу.
Локальні ММП виникають при складному поєднанні багатьох природних
чинників і мають зворотній вплив на загальнометеорологічні умови. Їх
наслідки проявляються територіально обмежено, а сукупна дія визначає
мезокліматичний режим (градієнтні відміни, розвиток локальної конвекції,
виникнення певних атмосферних явищ тощо). Завдяки цьому
урізноманітнюються відміни в кліматах нижчих підрозділів: місцевому
кліматі і мікрокліматі. Мезосиноптичні ситуації дуже важливо враховувати
при прогнозі небезпечних атмосферних явищ (в першу чергу – паводкових
ситуацій), а також при характеристиках місцевих кліматів.

Особливо велика роль мезомасштабних атмосферних процесів у гірських
країнах, де їх вплив на погоду і клімат стає співрозмірним з
загальноциркуляційними процесами. Наслідки мезопроявів атмосфери чітко
проявляються у Карпатах та Передкарпатті як в окремі сезони, так і на
протязі року. Макрофоном для розвитку ММП є фронтально-циклонічна або
антициклонічна циркуляція. Найбільш чітко мезокліматичні відміни
проявляються через режим опадів. Інтенсивність та хід мезомасштабних
атмосферних процесів ув’язані з орографічними умовами. В першу чергу це
стосується умов утворення і розподілу опадів внаслідок динамічного
впливу схилів і термічної конвекції, що розвивається в гірських умовах,
місцевої циркуляції і термічної стратифікації нижнього шару повітря.
Динамічна деформація повітряного потоку над гірськими перешкодами і
зміна умов турбулентності є причиною виникнення мезосиноптичних
ситуацій, внаслідок яких відбуваються швидкі, суттєві зміни погоди,
різко змінюється добовий хід метеовеличин. В межах окремих районів при
цьому спостерігаються інтенсивні опади та атмосферні явища, вплив яких
поширюється на суміжні з місцем їх виникнення простори. Контрасти
фізико-географічної неоднорідності гірської території є причиною
інтенсивнішого, ніж на рівнині, вологообігу. Його особливості, як і
термічний режим, визначаються характером гірської споруди та взаємодією
її поверхні з повітряними масами.

В Українських Карпатах потужним проявом мезомасштабного збурення
нижнього шару атмосфери є орографічне посилення опадів як наслідок
бар’єрного впливу гір на рух вологонасичених повітряних мас. Ці прояви
мають суттєві регіональні відмінності. Так, на північно-східних схилах
Скибових Карпат влітку, а на південно-західному макросхилі в холодний
період року кількість опадів досягає максимальних значень. Макропричиною
стають переміщення і орографічна деформація атмосферних фронтів,
мезопричиною – схиловий ефект, що стимулює розвиток конвекції (влітку)
чи вологоадіабатичні зміни стану повітря. Орографічне посилення опадів
пов’язане з поперечним обтіканням гірських схилів повітряними потоками і
формуванням біля навітряних схилів великих за площею областей від’ємних
значень дивергенції вітру і висхідних рухів. Близько третини випадків
сильних дощів у Карпатах (з кількістю опадів понад 50 мм за 12 годин)
формуються при вирішальному впливові схилів на хід утворення опадів.
Майже щорічно відмічаються сильні дощі – до 100 мм опадів за добу в
окремих пунктах. Орографічний вплив схилів на ММП в умовах Карпат
небезпечний катастрофічними наслідками, оскільки динамічний вплив схилів
гірських хребтів проявляється не тільки у деформації атмосферних
фронтів, а й зростанні кількості опадів і формуванні небезпечних дощових
паводків на ріках.

Режим зволоження території Українських Карпат і Передкарпаття залежить
від зміни синоптичних ситуацій. Над Карпатами типи синоптичних процесів
з опадами проявляються через зональні та меридіональні види висотних
деформаційних полів. Кількість та інтенсивність опадів в горах залежить
від швидкості охолодження повітря при подоланні ним орографічної
перешкоди та кількості вологи у повітрі. Причини висхідних токів
повітря, що сприяють утворенню опадів, різні. Тому опади, відповідно до
природи виникнення таких рухів, розрізняють як циклонічні, конвективні
та орографічні. В Українських Карпатах спостерігаються всі три типи
опадів. Їх випадання пов’язане не стільки з самою зміною гіпсометричної
висоти, а як з явищами, що супроводжують перевалювання вологої
повітряної маси через гірські перешкоди. Тому максимальна кількість
опадів випадає там, де розташування хребта перпендикулярне до напрямку
руху вологонесучого повітряного потоку. Ефект перевалювання призводить
до того, що інтенсивні опади можуть спостерігатись і за хребтом на
невеликих відстанях, оскільки зберігається деяка інерційність підйому
повітря над перешкодою. При формуванні дуже сильних короткочасних опадів
вплив чинника орографії на цей процес у кілька разів перевищує міру
впливу всіх інших чинників.

Поле опадів в Українських Карпатах формується у зоні дії переважаючого
західного переносу вологих повітряних мас, тому опади тут мають
переважно адвективне походження циклонічного і фронтального типів. Форма
поля опадів набуває частіше плямистого характеру, що є звичайним для
складного рельєфу в умовах циркуляційної асиметрії та
псевдоадіабатичного ефекту. Українські Карпати виявляють суттєвий вплив
на перерозподіл опадів над сусідніми з ними рівнинами, в першу чергу над
тими, що розташовані північніше та східніше. Мезокліматичними
особливостями суміжних територій є наявність плювіометричних максимумів
або депресій, зумовлених орокліматогенним впливом гір.

На відміну від однорідного та ізотропного поля опадів рівнинної
території, де просторові коливання пояснюються випадковою мінливістю,
поле опадів гірської території досить неоднорідне, оскільки його зміни у
просторі визначаються орографією. Її вплив суттєво перевищує величину
випадкової мінливості опадів, тому детермінований вклад елементів
орографії на розподіл опадів набуває великої ваги. У більшості випадків
сильні опади формуються під впливом орографії. В гірських умовах великої
різноманітності і складності розподілу опадів помітна одна спільна для
всіх гірських регіонів закономірність у змінах чинників, що формують
поле опадів – висотна поясність їх проявів. В Українських Карпатах не
виявлено закономірного зростання опадів з висотою від підніжжя гір до їх
вершин (О.Токмаков, 1968, М.Кирилюк, 1989). Розподіл опадів залежить від
форм рельєфу і положення експозиції схилів щодо руху атмосферних фронтів
і вологонесучих потоків повітря. Спостерігається деяке зменшення опадів
на схід і південний схід на одній і тій же висоті. Неоднакова величина
цієї різниці пояснюється тим, що південно-західні і західні потоки
повітря, рухаючись над південно-східною частиною Українських Карпат,
доносять на підвітряні схили значно менше вологи, ніж її отримують
навітряні (при вже згаданих умовах неминучих адіабатичних перетворень).

Опади в Карпатах та на Передкарпатті переважно спричиняються фронтами та
циклонами, що рухаються по траєкторіях північніше Карпат. Ці баричні
утворення зазнають над Карпатською гірською дугою орографічної
деформації, що у більшості випадків призводить до значного посилення
опадів, особливо при проходженні серії фронтів. При таких ситуаціях
суттєво зростає імовірність виникнення паводків на ріках
північно-східного макросхилу та у Передкарпатті. З рухом холодних (чи
оклюдованих за типом холодних) фронтів із заходу чи південного заходу
пов’язане випадання максимальної кількості атмосферної вологи на
навітряних у цьому випадку південно-західному макросхилі та схилах такої
ж експозиції окремих гірських груп найвищої частини Українських Карпат.
Тоді паводкова загроза нависає над районами Закарпаття. При зустрічі
вологих повітряних мас із цими схилами в умовах Українських Карпат
створюються своєрідні умови, при яких найвищі східні частини схилів у
верхів’ях Тиси не отримують максимальної кількості опадів з причин їх
захищеності сусідніми боковими хребтами. Обтікання гірських схилів
повітряними потоками, утворення на навітряній стороні значних полів
від’ємних значень дивергенції вітру та висхідних рухів сприяють значному
орографічному посиленню опадів на дещо нижчих, але більш відкритих
ділянках – у верхній частині басейну Тересви, де випадає більше 1700 мм
опадів на рік. У будь-якому випадку при проходженні південно-західних
циклонів на південно-західному макросхилі Карпат опадів випадає значно
більше чим на північно-східному, чим у Передкарпатті. В межах рівнинної
території України такі кількості опадів і не фіксуються.

При західних потоках південно-західні схили також зрошуються атмосферною
вологою набагато рясніше, чим схили північних експозицій. Таким чином,
найбільшу кількість опадів в обох випадках отримують південно-західні
схили Полонинського, Верховинського хребтів, Чорногори, Свидовця,
Чивчин, Рахівського масиву: від 1200 мм опадів біля підніжжя до 1700 мм
у середніх частинах схилів. У західному напрямку кількість опадів
зменшується за рахунок зниження місцевості. Зменшення кількості опадів у
східному напрямку пов’язане із захищеністю південно-західних схилів
внутрішніх гірських груп амфітеатром гірських хребтів, відкритих для
південно-західних потоків. Хоч у цьому напрямку висота гір і
збільшується, однак кількість опадів на тих же висотах зменшується (1330
мм на рівні 1000 м у верхів’ях Чорної Тиси, наприклад).

Циркуляційні умови зумовлюють знаходження центру максимуму опадів у
холодний період на південно-західному макросхилі, а влітку – на
північно-східних схилах Скибових Карпат і в Пригорганському
Передкарпатті. В теплий період року тут складаються надзвичайно
сприятливі умови для орографічного посилення опадів. Це спостерігається
при певних синоптичних умовах: при переміщенні циклону вздовж Карпат на
північ, паралельно до хребтів; при русі холодного фронту з північного
заходу на південний схід; при виході потужних циклонів з південного
заходу через південну частину Карпат на Україну. При південно-східних
потоках повітря (вздовж осі гірської системи) в Карпатах випадає
найменша кількість опадів через зниження висоти гірських перешкод по
шляху руху повітряних мас і низького вологовмісту повітря. Відносно
більша кількість опадів спостерігається в цей час тільки на навітряних
південно-східних схилах у басейнах Прута і Черемоша. Деяка кількість
опадів випадає при так званих аномальних циклонах, фронти яких рухаються
в бік Карпат зі сходу чи південного сходу.

Передкарпаття і північно-східні схили гір зазнають сильного впливу
місцевого циклогенезу, зумовленого орографічними і особливими термічними
умовами. Особливістю режиму опадів цієї території є те, що, на відміну
від річних і сумарних опадів, максимальна добова кількість опадів
протягом теплого періоду випадає у передгір’ях і зменшується з висотою
за рахунок зменшення інтенсивності дощів у горах та збільшення їх
тривалості. Найбільші максимуми добових опадів спостерігаються у
Передкарпатті та в центральній частині північно-східних Карпат (з шаром
опадів біля 150-200 мм). Переважаючі західні та північно-західні потоки
повітря над територією в теплий період року сприяють більш інтенсивному
розвитку злив над північно-східними схилами і Передкарпаттям, ніж над
іншими районами Карпат. Крутизна схилів посилює гальмівну дію
орографічної перешкоди, ефект впливу на вертикальні швидкості потоку та
випадання опадів. Зливи спостерігаються по всій території, триваючи від
3 годин до 1-1,5 доби з перервами, з максимальною інтенсивністю 20-30 мм
за годину. Такі дощі, з шаром опадів понад 100 мм, спричиняють паводки
катастрофічного характеру в басейні Дністра, Прута, Сирету.

Рух фронтів північно-західного простягання, з якими пов’язаний максимум
добових опадів, відбувається вздовж загального простягання карпатської
дуги в межах України. Навітряною в такому випадку є вся поздовжня
частина зовнішніх, відносно невисоких хребтів Бескид і Зовнішніх Горган.
Кількість опадів (850-1000 мм біля підніжжя та 1400-1500 мм на
вододілах) приблизно однакова по обидва боки таких хребтів і поступово
наростає у південно-східному напрямку відповідно до збільшення
гіпсометричних висот. Максимум опадів, в тому числі і добових, на
зовнішній стороні гірської дуги спостерігається у найвищій частині
Горган і Центрального Передкарпаття – басейні Ломниці, верхів’ях обох
Бистриць, зменшуючись у західному та східному напрямках. Ізогієти зон
максимальної кількості опадів витягуються вздовж хребтів. При
проходженні фронтів різних напрямків середня добова кількість опадів
перевищує у 2,5-3 рази кількість внутрімасових опадів (конвективних і
орографічних), які випадають протягом теплого періоду року по всій
території. Внутрімасові опади рівномірніше розподіляються по території і
складають невелику частку від загальної кількості опадів. Однак частота
їх випадання буває у 2-5 разів більшою, ніж фронтальних. Тому
внутрімасові опади деколи мають однакову вагу з фронтальними у
зволоженні території (як влітку у Передкарпатті чи на північно-східних
схилах Скибових Карпат).

Посезонний розподіл опадів відображає циркуляційні особливості. В межах
Українських Карпат існує тісний взаємозв’язок між середніми річними
кількостями опадів і їх екстремальними величинами, що відмічались хоч
би раз за весь довготривалий період спостережень (не менше 30-40 років).
В окремі роки можливі найбільші суми опадів в межах 2000-2500 мм. На
протязі року відмічаються два максимуми у випаданні опадів –
червнево-липневий (основний) та грудневий (другорядний), і два мінімуми
– січневий та жовтневий. Загальною особливістю для Українських Карпат є
те, що повторюваність довготривалих дощових періодів є більшою для
холодного періоду, чим для теплого. Тому ймовірність дощових паводків у
холодну пору року не менша, ніж для теплого періоду. У цьому відношенні
найбільш виразно виділяється центральна гірська частина, де найбільша
вірогідність дощових періодів з тривалістю понад 15 днів спостерігається
з листопада по лютий. По всій території дослідження максимальна
тривалість дощового періоду перевищує 20 днів. Як правило, це припадає
на один із місяців холодної пори року. Виключенням є Путильське
низькогір’я (Селятин), де найтриваліший дощовий період можливий влітку.

Мінімум опадів в умовах Українських Карпат може припадати на будь-який
із зимових місяців. Особливо різко суми опадів зменшуються у
грудні-січні у південно-східному Передкарпатті (до 30 мм). На крайньому
північному заході Передкарпаття та в горах мінімум опадів
спостерігається частіше у лютому. Строки утворення і сходу снігового
покриву визначаються циркуляційними чинниками, але вплив експозиції
схилів та абсолютної висоти теж суттєві, особливо на хід танення снігу.
Влітку і ранньої осені можливі тривалі (більше місяця) бездощові
періоди, які спостерігаються при порушеннях зонального переносу повітря
(при пануванні малорухомих високих антициклонів). Середні значення
тривалості бездощових періодів мають у річному ході два відносно чітких
максимуми у всіх районах Українських Карпат: у березні-квітні та жовтні.

В цілому для умов Передкарпаття та Карпат характерні чотири основні
причини орографічного посилення опадів (О.Ромов, Л.Богатир, 1969, 1970):
а) динаміко-орографічне (схилове) посилення тривалих, затяжних дощів; б)
схилова (динамічна) інтенсифікація конвективних злив; в) посилення
опадів безпосередньо над горами внаслідок термічної циркуляції
гірсько-долинного типу і вертикальних рухів середнього масштабу; г)
термічний вплив гірських діяльних поверхонь на розвиток дрібномасштабної
вільної конвекції. Кожному з цих видів мезомасштабної орографічної
еволюції притаманні певні особливості мезоструктури поля опадів. При
затяжних дощах, коли площі опадів складають сотні квадратних кілометрів,
зони максимальних опадів витягнуті вздовж хребтів і зміщені до
навітряного схилу. Кількість опадів різко зменшується в бік підвітряного
схилу, а зони максимуму мають вигляд окремих ареалів. При другій
ситуації поле опадів більш різноманітне за формою (схоже на намисто
вздовж хребтів і по нормалі до них). Часто конвективні і орографічні
опади співпадають за площею, тоді структура поля опадів має риси обох
типів. При нестійкій стратифікації розподіл опадів має хаотичний
розподіл. В останніх двох причинних варіантах поле опадів хаотичного
вигляду, але з впорядкованим розміщенням центрів максимуму і мінімуму в
горах і передгір’ях.

Зумовлені орографією висхідні рухи не завжди призводять до посилення
опадів на навітряних схилах. Потужна маса опадів утворюється на фронтах
і в циклонах у насиченому або близькому до стану насичення повітрі. В
такому випадку на навітряних схилах посилюється хмароутворення і
випадання опадів. Якщо через хребет перевалює сухе ненасичене повітря,
то утворення опадів залежить не тільки від інтенсивності висхідних рухів
і зони їх розвитку, а й тривалості перебування окремих мас повітря у цій
зоні. Імовірність утворення опадів суттєво залежить від мезосиноптичної
ситуації у пограничному шарі атмосфери (властивостей повітряного потоку
в кілометровому шарі повітря над вершинами гір, зміни характеристик
вітру з висотою, інтенсивності і орієнтації термічного вітру в окремих
шарах ), розташування та інтенсивності фронтальних зон.

Зона орографічного посилення опадів вужча зони висхідних рухів. Влітку
вона прив’язана до окремих районів північно-східних схилів Скибових
Карпат і Передкарпаття, в холодний період року – до південно-західного
макросхилу (Полонинського хребта і Внутрішніх Горган). Зона
орографічного ослаблення опадів простежується на схід від Карпат при
русі циклонів західних траєкторій. Такі зони бувають досить протяжними і
простягаються на сотні кілометрів від гір до центральних районів
України. Причина зменшення опадів – у псевдоадіабатичних перетвореннях,
коли при русі мас повітря з-за гір в бік рівнин більша частина питомої
вологості втрачається з орографічними опадами на навітряній стороні
схилів. Фени, природа яких добре відома, є яскравим прикладом
мезосиноптичного прояву. Вони спричиняють мозаїчний, плямистий характер
розподілу опадів, зниження вологості повітря, посилення вітру на
підвітряних частинах схилів, ріст хмарності і опадів – на навітряних,
чим підкреслюються ознаки місцевих кліматів.

У Карпатах вплив гірського рельєфу на погодоутворення проявляється через
мезомасштабні рухи атмосфери, до яких належать конвективні рухи та
місцева гірсько-долинна циркуляція. Термічний вплив орографічно складної
поверхні проявляється у посиленні літньої конвекції, яка також спричиняє
інтенсивні опади. Конвективні опади мають локальний характер і
одночасний прояв на обмежених площах. Мезоструктура поля таких опадів
належить до плямистого типу. Термічно зумовлена, інтенсивна впорядкована
конвекція сприяє розвитку купчастої і купчасто-дощової хмарності,
посиленому випаровуванню з поверхні, активізації грозової діяльності,
утворенню внутрімасових термоорографічних опадів. Для окремих територій
вони можуть бути досить небезпечними, оскільки при інтенсивних
короткочасних зливах на невеликих площах іноді випадає величезна
кількість опадів – біля місячної норми і більше. Тоді формуються раптові
потужні паводки, як от у липні 1999 року у верхів’ях Сирету та на його
притоках, коли паводкова хвиля дуже швидко затопила заплавні місцевості.
Наслідками термоорографічного зливового ефекту стали кілька людських
життів та значні матеріальні збитки в ряді сіл долини Сирету.

Локальні термоорографічні зливи спричиняють раптові літні паводки на
невеликих ріках і водотоках у Центральному та Південно-Східному
Передкарпатті, Горганах, Покутсько-Буковинських Карпатах, раптове
затоплення частини долинних комплексів. При цьому спостерігається
активна грозова діяльність. Вона також належить до мезокліматичних
процесів. Гірські хребти виявляють великий вплив на її розвиток і
інтенсивність через динамічно-деформаційний вплив на рух повітряних мас.
Грозова діяльність атмосфери залежить від орієнтації хребтів по
відношенню до пануючих повітряних потоків, тому на навітряних схилах
грози відмічаються частіше, чим на підвітряних. На обох карпатських
макросхилах буває до 25-40 днів з грозою. Від інших регіонів України
Карпати суттєво відрізняються за тривалістю і інтенсивністю гроз (до 15
годин і більше). При зливах з грозами, що завжди мають локальний
характер, випадають катастрофічні кількості опадів, як це було у
Чернівцях влітку 1965 року, де за добу випав шар опадів 222 мм і було
затоплено район міста в басейні невеликої річки Клокучки.

Причиною термічної деформації підстелюючої поверхні і приземного шару
повітря є зміни структури радіаційного балансу діяльної поверхні.
Термодинамічні чинники – різниця температур поверхні схилів, вертикальні
температурні градієнти, параметри турбулентності – спричиняють місцеву
циркуляцію повітря, досить значну за масштабами. Вплив її в окремих
випадках фіксується на відстані 30-40 км від гір. У гірських районах
внаслідок термічних неоднорідностей генерується локальна система вітрів,
особливо в гірських долинах. Горизонтальні масштаби таких течій в умовах
Карпат досягають десятків кілометрів, вертикальні – 100-1000 м. При
від’ємних значеннях балансу завжди спостерігаються гірські вітри з
більшими діапазонами швидкостей за рахунок значно інтенсивнішого, ніж
при умовах теплого періоду, гравітаційного стоку. Його виникнення
можливе і при випаданні опадів у гірській зоні. Гірський вітер, як
правило, пов’язаний з інверсіями.

Найбільш розвинута симетрична система місцевих вітрів виникає в глибоких
прямих долинах з віссю, орієнтованою з півночі на південь або близько до
такого напрямку (у Вододільно-Верховинських Карпатах, Путильському
низькогір’ї). У долинах з іншою орієнтацією і складною геометрією (згини
або звуження) циркуляція частіше несиметрична і незамкнута. Замкнута
циркуляція місцевого типу має специфічний вертикальний зріз. Вона
включає в себе різні види руху повітря, що об’єднуються в назві “місцеві
вітри”. З огляду на природу місцевих вітрів (з точки зору локальних
проявів) можна, очевидно, зробити висновок, що вся система течій повітря
у схемі гірського чи долинного вітру є мезомасштабною і може прийматись
за мезометеорологічну ознаку.

Інверсійний стан атмосфери належить до мезокліматичного явища
кліматотворчого значення, оскільки є характеристикою висотного
градієнтного поля температур. Його формування також тісно пов’язане з
впливом рельєфу. Термічна стратифікація нижніх шарів атмосфери є
важливою характеристикою погодних процесів. Завдяки їй на
різноорієнтованих схилах біля земної поверхні виникає різниця
вертикальних градієнтів температури. З температурною стратифікацією
приземного шару атмосфери безпосередньо пов’язане виникнення багатьох
атмосферних явищ, зокрема – туманів та заморозків, утворення яких
залежить від умов радіаційного охолодження та турбулентного теплообміну.
У гірських районах постійно спостерігається велика повторюваність числа
днів з приземними інверсіями, яких тут значно більше, ніж у передгір’ях
(приблизно на 15-20%). Зміни орографічних умов сприяють руйнуванню
інверсійного шару. З мікро- і мезокліматичної точки зору велике значення
мають невеликого масштабу радіаційні інверсії, що утворюються за рахунок
стоку холодного повітря у пониження. Момент сходу і заходу сонця в горах
має іншу сутність, чим на рівнинах. Тут закритість горизонту і затінення
схилів зменшують тривалість прямого опромінення сонцем нижніх частин
схилів і дна долин, тому інверсії в горах довготривалі і потужні. Це
сприяє високій вологості повітря (через послаблений турбулентний обмін),
великій повторюваності туманів, слабких вітрів і штилів у пониззях і
долинах.

Мезокліматичний характер мають явища, що призводять до формування так
званих горизонтальних опадів – роси, паморозі, інію, ожеледних
відкладів. Їх утворення залежить від мезосиноптичної ситуації та
місцевих умов. Це досить широко поширені атмосферні явища гірських
районів, які виникають в холодну пору року на фоні синоптичних ситуацій,
створених проходженням теплих фронтів. Найбільша кількість таких
утворень спостерігається на навітряних частинах крутих схилів при
температурах повітря від 0°С до -10°С. Середня кількість таких опадів
складає близько 0,5% від усієї суми атмосферних опадів, а в окремі
зимові місяці може досягати 5% від місячної суми (О.Токмаков, 1968). Їх
розподіл має складний характер і залежить від характеру атмосферних
процесів, форм рельєфу, експозиції схилів і висоти місцевості.
Повторюваність цих явищ в межах Карпат зростає з південного заходу на
північний схід. Особливо висока повторюваність днів з ожеледдю (більше 5
днів) у Передкарпатті, на відкритих зі сходу навітряних схилах височин,
крутих берегів рік або вододілів. Період утворення ожеледі і паморозі у
Передкарпатті складає біля 167 днів. Найменша повторюваність цього явища
спостерігається у вузьких долинах гірських рік, захищених від холодних і
вологих потоків повітря. У часовому зрізі найбільш ожеледно небезпечними
є зимові місяці, для гірських районів інколи жовтень і квітень.

Таким чином, мезометеорологічні процеси суттєво змінюють умови тепло- і
вологообміну у приземному шарі атмосфери, що проявляється у надзвичайній
мінливості гірського клімату. Мезокліматичні відмінності найбільш
виразно проявляються через розподіл радіаційних, температурних
характеристик, полів опадів, вітру і вологості повітря. Цей розподіл
узгоджується з мезоформами рельєфу та регіонами просторового прояву
основних мезомасштабних процесів атмосферного впливу. Тому необхідний
кліматичний моніторинг на рівні фізико-географічних районів, що значно
полегшить прогнозування небезпечних гідрокліматичних явищ в Українських
Карпатах.

Похожие записи