и тех же широтах в условиях океанического климата она ниже, чем континентального ‚ что связано с более прохладным летом вблизи океанов. Наглядный пример тому - южная часть Берегового хребта и Скалистые горы, где разность высот границы П’‚_ = 365 дней оцени- вается в 300 м (см.с.292,ЪЬ 1-го тома Атласа). Продолжительность холодного периода растет при увеличении высоты местности с нео- динаковой скоростью в разных типах климата. В большинстве случаев высотные градиенты ’* в морском климате выше, чем в континентальном. ТЦК‚ в Скандинавии, на тихоокеан- скн;. склонах Кордильер высотный градиент м'‚_ составляет 7,5-8 дней на 100 м высоты, а на Алтае, в горах субтропической Азии - 4,5-6 дней; в муссонном климате Гималаев градиент вновь возрастает до 7-8 дней. Это эначит, что в условиях сухого континен- тального климата переход от теплого периода к холодному и обратно происходит по всей высоте гор в значительно более короткие сроки, чем во влажном морском климате. Для холодного периода характерны два типа вертикальных профилей/, и 5%-, соответ- ственно двум типам температурной стратификации: нормальной и инверсионной, В первом случае абсолютные значенияМ, и #%- непрерывно увеличиваются с высотой, во втором - сначала уменьшаются до некоторой высоты, затем растут. Инверсионные явления широко распространены в горах, особенно во внутренних континентальных районах. Причины их чаще всего заключаются в радиационном выхолаживании поверхности, усиленном стоком и застоем холодного воздуха в межгорных котловинах и других понижениях рельефа. Кромс того, они могут быть вызваны адиабатическим нагреванием верхних слоев при — нисходящем движении воздуха на подветренкых склонах - фёновые ветры. Эти процессы могут разви- ‚ться и одковременно, создавая особенно глубокие инверсии. Верхняя граница слоя ин- версии на американском континенте находится приблизительно на высоте 1500 м над уров- нем моря на восточных подветренных склонах Скалистых гор Канады, снижаясь в север- ном направлении до 700-800 м в северо-восточной части Аляскинского хребта. На азиат- ском континенте, где ка фоне интенсивного зимнего антициклогенеза инверсии — особенно часты и устойчивы, их верхняя граница в большинстве случаев достигает 1500-2000 м,на- пример, в Заилийском Алатау или горах Монголии. В высокоподнятых горных системах они могут быть и выше, и мощнее, как, например, в Куньлуне, где толщина слоя инверсин до- стигает 2100 м, а высота его верхней границы - 3500 м над ур.моря (Савина и др.,1986) Различия величин 5%.. в слоях инверсии и на той же высоте над прилегающей территорией с нормальной стратификацией могут доходить до 1000°. В результате формирования инверсий в районах континентального климата вертикальные градиенты температуры воздуха зимой обычно понижены в нижних горизонтах гор, а иногда принимают отрицательные значения. В то же время в районах морского климата западных берегов Европы и Америки они наоборот повышены вследствие отепляющего влияния оке нов. Из-за сильного влияния абсолютной высоты в горах ка все метеорологические элемен- ты проследить изменчивость М, и 2$. в горизонтальном направлении возможно только на едином высотном уровне. Таким уровнем для Северкого полушария выбрана высота 2000 м над ур.моря (см.табл.3.4), потому что этот достаточно высокий уровень во многих гор- но-ледниковых странах находится, как правило, выше слоя зимних инверсий и часто,осо- бенно в районах морского климата, в пределах возможного диапазона высот границ пита- ния ледников. В тропической и экватормальной зонах Южной Америки единым уровнем при- нята высота $000 м над ур.моря, близкая к средней высоте границы питания ледников. Пространственная изменчивость Ё. и М._ на едином уровне в целом подчиняется зако- ну широтной зависимости от солнечной радиации: оба показателя увеличиваются от низ- ких широт к шіоти и максимальных значений, равных -3700° и 280 дням, достигают в самом северком горно-ледниковом районе - Аляскинском хребте. В общий широтный харак- тер распределения м‚_и 5%. вносят нарушения атмосферная циркуляция и особенности строения горного региона, его ориентация относительно господствующих воздушных пото- ков.Оба показателя, М, и Ё&ё,‚как правило, увеличиваются при усилении — континенталь-