ภูมิอากาศแบบเทือกเขาสูง
ภูมิอากาศแบบเทือกเขาสูง ภูมิอากาศแบบที่สูง หรือ ภูมิอากาศแบบแอลป์ (อังกฤษ: alpine climate, mountain climate หรือ highland climate) เป็นภูมิอากาศที่พบได้ทั่วไปในบริเวณเหนือแนวต้นไม้ ซึ่งบริเวณเหล่านี้ไม้ยืนต้นจะไม่สามารถเจริญเติบโตได้เนื่องจากความหนาวเย็น
คำนิยาม
[แก้]ภูมิอากาศแบบเทือกเขาสูงมีคำนิยามหลายประการ
ในการแบ่งเขตภูมิอากาศแบบเคิพเพิน ภูมิอากาศแบบที่สูงและเทือกเขาสูงจัดอยู่ในกลุ่ม E ร่วมกับภูมิอากาศแบบขั้วโลก ซึ่งไม่มีเดือนใดที่มีอุณหภูมิเฉลี่ยสูงกว่า 10 องศาเซลเซียส (50 องศาฟาเรนไฮต์)[1]
ตามระบบเขตชีวภาพโฮลด์ริดจ์ (Holdridge life zones) มีภูมิอากาศภูเขาสองประเภทที่ไม่เอื้อต่อการเจริญเติบโตของไม้ยืนต้น ได้แก่
ก) ภูมิอากาศแบบแอลป์ ซึ่งเกิดขึ้นเมื่ออุณหภูมิชีวภาพเฉลี่ย (biotemperature) อยู่ระหว่าง 1.5 และ 3 องศาเซลเซียส (34.7 และ 37.4 องศาฟาเรนไฮต์) โดยภูมิอากาศแบบแอลป์ในระบบโฮลด์ริดจ์นั้นเทียบได้ประมาณกับภูมิอากาศแบบทุนดราที่อบอุ่นที่สุด (ET) ในระบบเคิพเพิน
ข) ภูมิอากาศแบบอัลวาร์ ซึ่งเป็นภูมิอากาศแบบเทือกเขาสูงที่หนาวที่สุด เนื่องจากมีอุณหภูมิชีวภาพเฉลี่ยระหว่าง 0 ถึง 1.5 องศาเซลเซียส (โดยค่าอุณหภูมิชีวภาพจะไม่ต่ำกว่า 0 องศาเซลเซียส) ซึ่งภูมิอากาศนี้มีความใกล้เคียงกับภูมิอากาศแบบทุนดราที่หนาวที่สุด และภูมิอากาศแบบน้ำแข็งปกคลุม (EF) ตามระบบเคิพเพิน
โฮลด์ริดจ์ให้เหตุผลว่าผลิตภัณฑ์ปฐมภูมิสุทธิของพืชจะหยุดลง เนื่องจากพืชหยุดการเจริญเติบโตชั่วคราว เมื่ออุณหภูมิต่ำกว่า 0 องศาเซลเซียส (32 องศาฟาเรนไฮต์) และสูงกว่า 30 องศาเซลเซียส (86 องศาฟาเรนไฮต์)[2] ดังนั้นจึงกำหนดอุณหภูมิชีวภาพให้เป็นค่าเฉลี่ยของอุณหภูมิทั้งหมด โดยปรับอุณหภูมิที่ต่ำกว่าจุดเยือกแข็งและที่สูงกว่า 30 องศาเซลเซียส ให้เป็น 0 องศาเซลเซียส แล้วนำผลรวมของอุณหภูมิที่ไม่ได้มีการปรับ หารด้วยจำนวนของอุณหภูมิทั้งหมด (รวมทั้งค่าที่ปรับและไม่ปรับ)
ความแปรผันของภูมิอากาศแบบแอลป์ตลอดทั้งปีนั้นขึ้นอยู่กับละติจูดของพื้นที่ เช่น ในบริเวณเขตร้อนใกล้มหาสมุทร เช่น ยอดเขาเมานาโลอาซึ่งอุณหภูมิค่อนข้างคงที่ตลอดทั้งปี[3] แต่ในพื้นที่ละติจูดกลาง เช่น ภูเขาวอชิงตัน ในรัฐนิวแฮมป์เชอร์ อุณหภูมิจะเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาล แต่ไม่อบอุ่นมากนัก[4][5]
สาเหตุ
[แก้]ลักษณะการกระจายอุณหภูมิของบรรยากาศเป็นผลมาจากปฏิสัมพันธ์ระหว่างการแผ่รังสีและการพาความร้อน แสงอาทิตย์ในช่วงคลื่นที่มองเห็นได้จะตกกระทบพื้นผิวโลกและให้ความร้อน พื้นดินจะถ่ายเทความร้อนนั้นไปยังอากาศใกล้ผิวดิน หากการแผ่รังสีเป็นวิธีเดียวในการถ่ายเทความร้อนจากพื้นโลกออกสู่อวกาศ ปรากฏการณ์เรือนกระจกในบรรยากาศจะทำให้อุณหภูมิพื้นผิวโลกอยู่ที่ประมาณ 333 เคลวิน (60 องศาเซลเซียส; 140 องศาฟาเรนไฮต์) และอุณหภูมิจะลดลงตามความสูงแบบทวีคูณ[6]
อย่างไรก็ตามเมื่ออากาศร้อนขึ้น วัตถุจะขยายตัว ซึ่งทำให้ความหนาแน่นลดลง ดังนั้นอากาศร้อนจึงมีแนวโน้มที่จะลอยตัวขึ้นและถ่ายเทความร้อนไปทิศขึ้นบน กระบวนการนี้เรียกว่าการพาความร้อน โดยจะเข้าสู่สภาวะสมดุลเมื่อมวลอากาศที่ระดับความสูงหนึ่ง ๆ มีความหนาแน่นเท่ากับอากาศรอบข้าง อากาศเป็นตัวนำความร้อนได้ไม่ดี ดังนั้นมวลอากาศหนึ่ง ๆ จึงสามารถลอยตัวขึ้นหรือลงได้โดยไม่แลกเปลี่ยนความร้อนกับสิ่งแวดล้อม กระบวนการนี้เรียกว่ากระบวนการอะเดียแบติก ซึ่งมีความสัมพันธ์ระหว่างความดันกับอุณหภูมิในลักษณะเฉพาะ และเมื่อความดันลดลง อุณหภูมิก็จะลดลงตาม อัตราการลดลงของอุณหภูมิตามระดับความสูงนี้เรียกว่าอัตราการลดลงของอุณหภูมิแบบอะเดียแบติก ซึ่งอยู่ที่ประมาณ 9.8 องศาเซลเซียสต่อกิโลเมตร (หรือ 5.4 องศาฟาเรนไฮต์ต่อ 1,000 ฟุต) ของระดับความสูง[6]
การมีอยู่ของไอน้ำในบรรยากาศทำให้กระบวนการพาความร้อนซับซ้อนมากขึ้น ไอน้ำมีความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ เมื่ออากาศลอยตัวสูงขึ้นและเย็นลง ในที่สุดจะถึงจุดอิ่มตัวและไม่สามารถกักเก็บไอน้ำไว้ได้ทั้งหมด ไอน้ำจึงควบแน่นกลายเป็นหยดน้ำ (เกิดเป็นเมฆ) และปล่อยพลังงานความร้อนออกมา ซึ่งเปลี่ยนอัตราการลดอุณหภูมิจากอัตราการลดลงแบบอะแดียแบติกแห้งเป็นอัตราการลดลงแบบอะแดียแบติกชื้น ซึ่งอยู่ที่ประมาณ 5.5 องศาเซลเซียสต่อกิโลเมตร (หรือ 3 องศาฟาเรนไฮต์ต่อ 1,000 ฟุต)[7] อัตราการลดอุณหภูมิที่เกิดขึ้นจริง เรียกว่าอัตราการลดลงของอุณหภูมิสิ่งแวดล้อม ซึ่งไม่คงที่ (อาจเปลี่ยนแปลงได้ทั้งรายวัน รายฤดูกาล หรือแตกต่างกันในแต่ละพื้นที่) แต่ในอัตราปกติโดยเฉลี่ยอยู่ที่ประมาณ 5.5 องศาเซลเซียส 1,000 เมตร (หรือ 3.57 องศาฟาเรนไฮต์ต่อ 1,000 ฟุต)[8][9] ดังนั้นการไต่ขึ้นเขาในแนวดิ่งสูง 100 เมตร (330 ฟุต) จะมีผลต่ออุณหภูมิใกล้เคียงกับการเดินทางไปทางขั้วโลกในแนวราบเป็นระยะทาง 80 กิโลเมตร (50 ไมล์ หรือประมาณ 0.75 องศาละติจูด)[10] อย่างไรก็ตาม ความสัมพันธ์นี้เป็นเพียงการประมาณ เนื่องจากปัจจัยเฉพาะท้องถิ่น เช่น ความใกล้ทะเล สามารถเปลี่ยนแปลงภูมิอากาศอย่างมีนัยสำคัญได้[11] เมื่อระดับความสูงเพิ่มขึ้น ปริมาณหยาดน้ำฟ้าจะเปลี่ยนเป็นหิมะและลมจะแรงขึ้น อุณหภูมิจะลดลงเรื่อย ๆ จนถึงชั้นโทรโพพอสที่ระดับความสูงประมาณ 11,000 เมตร (36,000 ฟุต) ซึ่งอุณหภูมิจะไม่ลดลงต่อไปอีก — จุดนี้อยู่สูงกว่ายอดเขาที่สูงที่สุดบนโลก
การกระจาย
[แก้]
แม้ว่าการจำแนกภูมิอากาศประเภทนี้จะครอบคลุมเพียงพื้นที่เล็กน้อยของผิวโลก แต่ภูมิอากาศแบบแอลป์กลับกระจายตัวอย่างกว้างขวาง พื้นที่ภูเขาที่มีภูมิอากาศแบบแอลป์ได้แก่[12]
- เอเชีย
- ยุโรป
- อเมริกาใต้
- อเมริกาเหนือ
- เซียร์ราเนวาดา ในรัฐแคลิฟอร์เนีย
- เทือกเขาคาสเคด
- เทือกเขาร็อกกี
- เทือกเขาทอร์นกัต ประเทศแคนาดา
- แถบภูเขาไฟทรานส์-เม็กซิโก
- แอฟริกา
- โอเชียเนีย
- เทือกเขาแอลป์ใต้ ของประเทศนิวซีแลนด์
- รัฐแทสเมเนีย
- เขาปีกู ในแอตแลนติก[14]
- ภูเขาไฟเมานาโลอา ในแปซิฟิก[15]
ระดับความสูงต่ำสุดของภูมิอากาศแบบแอลป์แตกต่างกันอย่างมากตามละติจูด หากนิยามภูมิอากาศแบบแอลป์โดยอ้างอิงจากแนวต้นไม้ ภูมิอากาศนี้สามารถพบได้ในระดับความสูงเพียง 650 เมตร (2,130 ฟุต) ที่ละติจูด 68 องศาเหนือ ในประเทศสวีเดน[16] ขณะที่เขาคิลิมันจาโรในประเทศแทนซาเนีย แนวต้นไม้อยู่ที่ระดับความสูงถึง 3,950 เมตร (12,960 ฟุต)[16]
เชิงอรรถและอ้างอิง
[แก้]- ↑ McKnight, Tom L; Hess, Darrel (2000). "Climate Zones and Types: The Köppen System". Physical Geography: A Landscape Appreciation. Upper Saddle River, New Jersey: Prentice Hall. pp. 235–7. ISBN 978-0-13-020263-5.
- ↑ Lugo, A. E. (1999). "The Holdridge life zones of the conterminous United States in relation to ecosystem mapping". Journal of Biogeography. 26 (5): 1025–1038. Bibcode:1999JBiog..26.1025L. doi:10.1046/j.1365-2699.1999.00329.x. S2CID 11733879. สืบค้นเมื่อ 27 May 2015.
- ↑ "Period of Record Monthly Climate Summary". MAUNA LOA SLOPE OBS, HAWAII. NOAA. สืบค้นเมื่อ 2012-06-05.
- ↑ "Station Name: NH MT WASHINGTON". National Oceanic and Atmospheric Administration. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิมเมื่อ 2017-05-25. สืบค้นเมื่อ 9 June 2014.
- ↑ "WMO Climate Normals for MOUNT WASHINGTON, NH 1961–1990". National Oceanic and Atmospheric Administration. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิมเมื่อ 2017-05-25. สืบค้นเมื่อ 9 June 2014.
- ↑ 6.0 6.1 Goody, Richard M.; Walker, James C.G. (1972). "Atmospheric Temperatures" (PDF). Atmospheres. Prentice-Hall. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิม (PDF)เมื่อ 2016-07-29. สืบค้นเมื่อ 2016-05-02.
- ↑ "Dry Adiabatic Lapse Rate". tpub.com. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิมเมื่อ 2016-06-03. สืบค้นเมื่อ 2016-05-02.
- ↑ "Adiabatic Lapse Rate". The IUPAC Compendium of Chemical Terminology. IUPAC. 2009. doi:10.1351/goldbook.A00144. ISBN 978-0-9678550-9-7.
- ↑ Dommasch, Daniel O. (1961). Airplane Aerodynamics (3rd ed.). Pitman Publishing Co. p. 22.
- ↑ "Mountain Environments" (PDF). United Nations Environment Programme World Conservation Monitoring Centre. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิม (PDF)เมื่อ 2011-08-25.
- ↑ "Factors affecting climate". The United Kingdom Environmental Change Network. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิมเมื่อ 2011-07-16.
- ↑ 12.0 12.1 12.2 Testolin, Riccardo; Attorre, Fabio; Jiménez-Alfaro, Borja (2020). "Global distribution and bioclimatic characterization of alpine biomes". Ecography. 43 (6): 779–788. Bibcode:2020Ecogr..43..779T. doi:10.1111/ecog.05012. hdl:11585/896830.
- ↑ McColl, R. W. (May 14, 2014). Encyclopedia of World Geography - Volume 1. Facts On File, Incorporated. p. 537. ISBN 9780816072293.
- ↑ "Climate atlas of the archipelagos of the Canary Islands, Madeira and the Azores" (PDF). IPMA, AEMET. สืบค้นเมื่อ 17 June 2021.
- ↑ "Plants and Climate". Information about Mauna Loa. Hawaii Center for Volcanology. สืบค้นเมื่อ 11 March 2025.
- ↑ 16.0 16.1 Körner, Ch (1998). "A re-assessment of high elevation treeline positions and their explanation" (PDF). Oecologia. 115 (4): 445–459. Bibcode:1998Oecol.115..445K. CiteSeerX 10.1.1.454.8501. doi:10.1007/s004420050540. PMID 28308263. S2CID 8647814. คลังข้อมูลเก่าเก็บจากแหล่งเดิม (PDF)เมื่อ 2006-09-11. สืบค้นเมื่อ 2015-08-05.
