ภูมิอากาศแบบเทือกเขาสูง

ภูมิอากาศแบบเทือกเขาสูง, ภูมิอากาศแบบที่สูง หรือ ภูมิอากาศแบบแอลป์ () เป็นภูมิอากาศที่พบได้ทั่วไปในบริเวณเหนือแนวต้นไม้ ซึ่งบริเวณเหล่านี้ไม้ยืนต้นจะไม่สามารถเจริญเติบโตได้เนื่องจากความหนาวเย็น

 คำนิยาม 
ภูมิอากาศแบบเทือกเขาสูงมีคำนิยามหลายประการ

ในการแบ่งเขตภูมิอากาศแบบเคิพเพิน ภูมิอากาศแบบที่สูงและเทือกเขาสูงจัดอยู่ในกลุ่ม E ร่วมกับภูมิอากาศแบบขั้วโลก ซึ่งไม่มีเดือนใดที่มีอุณหภูมิเฉลี่ยสูงกว่า  

ตามระบบเขตชีวภาพโฮลด์ริดจ์ (Holdridge life zones) มีภูมิอากาศภูเขาสองประเภทที่ไม่เอื้อต่อการเจริญเติบโตของไม้ยืนต้น ได้แก่

ก) ภูมิอากาศแบบแอลป์ ซึ่งเกิดขึ้นเมื่ออุณหภูมิชีวภาพเฉลี่ย (biotemperature) อยู่ระหว่าง  โดยภูมิอากาศแบบแอลป์ในระบบโฮลด์ริดจ์นั้นเทียบได้ประมาณกับภูมิอากาศแบบทุนดราที่อบอุ่นที่สุด (ET) ในระบบเคิพเพิน

ข) ภูมิอากาศแบบอัลวาร์ ซึ่งเป็นภูมิอากาศแบบเทือกเขาสูงที่หนาวที่สุด เนื่องจากมีอุณหภูมิชีวภาพเฉลี่ยระหว่าง 0 ถึง 1.5 องศาเซลเซียส (โดยค่าอุณหภูมิชีวภาพจะไม่ต่ำกว่า 0 องศาเซลเซียส) ซึ่งภูมิอากาศนี้มีความใกล้เคียงกับภูมิอากาศแบบทุนดราที่หนาวที่สุด และภูมิอากาศแบบน้ำแข็งปกคลุม (EF) ตามระบบเคิพเพิน

โฮลด์ริดจ์ให้เหตุผลว่าผลิตภัณฑ์ปฐมภูมิสุทธิของพืชจะหยุดลง เนื่องจากพืชหยุดการเจริญเติบโตชั่วคราว เมื่ออุณหภูมิต่ำกว่า  และสูงกว่า  ดังนั้นจึงกำหนดอุณหภูมิชีวภาพให้เป็นค่าเฉลี่ยของอุณหภูมิทั้งหมด โดยปรับอุณหภูมิที่ต่ำกว่าจุดเยือกแข็งและที่สูงกว่า 30 องศาเซลเซียส ให้เป็น 0 องศาเซลเซียส แล้วนำผลรวมของอุณหภูมิที่ไม่ได้มีการปรับ หารด้วยจำนวนของอุณหภูมิทั้งหมด (รวมทั้งค่าที่ปรับและไม่ปรับ)

ความแปรผันของภูมิอากาศแบบแอลป์ตลอดทั้งปีนั้นขึ้นอยู่กับละติจูดของพื้นที่ เช่น ในบริเวณเขตร้อนใกล้มหาสมุทร เช่น ยอดเขาเมานาโลอาซึ่งอุณหภูมิค่อนข้างคงที่ตลอดทั้งปี แต่ในพื้นที่ละติจูดกลาง เช่น ภูเขาวอชิงตัน ในรัฐนิวแฮมป์เชอร์ อุณหภูมิจะเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาล แต่ไม่อบอุ่นมากนัก

 สาเหตุ 
ลักษณะการกระจายอุณหภูมิของบรรยากาศเป็นผลมาจากปฏิสัมพันธ์ระหว่างการแผ่รังสีและการพาความร้อน แสงอาทิตย์ในช่วงคลื่นที่มองเห็นได้จะตกกระทบพื้นผิวโลกและให้ความร้อน พื้นดินจะถ่ายเทความร้อนนั้นไปยังอากาศใกล้ผิวดิน หากการแผ่รังสีเป็นวิธีเดียวในการถ่ายเทความร้อนจากพื้นโลกออกสู่อวกาศ ปรากฏการณ์เรือนกระจกในบรรยากาศจะทำให้อุณหภูมิพื้นผิวโลกอยู่ที่ประมาณ  และอุณหภูมิจะลดลงตามความสูงแบบทวีคูณ

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

การมีอยู่ของไอน้ำในบรรยากาศทำให้กระบวนการพาความร้อนซับซ้อนมากขึ้น ไอน้ำมีความร้อนแฝงของการกลายเป็นไอ เมื่ออากาศลอยตัวสูงขึ้นและเย็นลง ในที่สุดจะถึงจุดอิ่มตัวและไม่สามารถกักเก็บไอน้ำไว้ได้ทั้งหมด ไอน้ำจึงควบแน่นกลายเป็นหยดน้ำ (เกิดเป็นเมฆ) และปล่อยพลังงานความร้อนออกมา ซึ่งเปลี่ยนอัตราการลดอุณหภูมิจากอัตราการลดลงแบบอะแดียแบติกแห้งเป็นอัตราการลดลงแบบอะแดียแบติกชื้น ซึ่งอยู่ที่ประมาณ 5.5 องศาเซลเซียสต่อกิโลเมตร (หรือ 3 องศาฟาเรนไฮต์ต่อ 1,000 ฟุต) อัตราการลดอุณหภูมิที่เกิดขึ้นจริง เรียกว่าอัตราการลดลงของอุณหภูมิสิ่งแวดล้อม ซึ่งไม่คงที่ (อาจเปลี่ยนแปลงได้ทั้งรายวัน รายฤดูกาล หรือแตกต่างกันในแต่ละพื้นที่) แต่ในอัตราปกติโดยเฉลี่ยอยู่ที่ประมาณ 5.5 องศาเซลเซียส 1,000 เมตร (หรือ 3.57 องศาฟาเรนไฮต์ต่อ 1,000 ฟุต) ดังนั้นการไต่ขึ้นเขาในแนวดิ่งสูง  จะมีผลต่ออุณหภูมิใกล้เคียงกับการเดินทางไปทางขั้วโลกในแนวราบเป็นระยะทาง 80 กิโลเมตร (50 ไมล์ หรือประมาณ 0.75 องศาละติจูด) อย่างไรก็ตาม ความสัมพันธ์นี้เป็นเพียงการประมาณ เนื่องจากปัจจัยเฉพาะท้องถิ่น เช่น ความใกล้ทะเล สามารถเปลี่ยนแปลงภูมิอากาศอย่างมีนัยสำคัญได้ เมื่อระดับความสูงเพิ่มขึ้น ปริมาณหยาดน้ำฟ้าจะเปลี่ยนเป็นหิมะและลมจะแรงขึ้น อุณหภูมิจะลดลงเรื่อย ๆ จนถึงชั้นโทรโพพอสที่ระดับความสูงประมาณ  ซึ่งอุณหภูมิจะไม่ลดลงต่อไปอีก — จุดนี้อยู่สูงกว่ายอดเขาที่สูงที่สุดบนโลก

 การกระจาย 
แม้ว่าการจำแนกภูมิอากาศประเภทนี้จะครอบคลุมเพียงพื้นที่เล็กน้อยของผิวโลก แต่ภูมิอากาศแบบแอลป์กลับกระจายตัวอย่างกว้างขวาง 
พื้นที่ภูเขาที่มีภูมิอากาศแบบแอลป์ได้แก่

เอเชีย
เทือกเขาหิมาลัย
ที่ราบสูงทิเบต
มณฑลกานซู่
มณฑลชิงไห่
เขาเลบานอน
ยุโรป
เทือกเขาแอลป์
เทือกเขายูรัล
เทือกเขาพิรินี
เทือกเขาสแกนดิเนเวีย
ที่สูงสกอตแลนด์
อเมริกาใต้
เทือกเขาแอนดีส
อเมริกาเหนือ
เซียร์ราเนวาดา ในรัฐแคลิฟอร์เนีย
เทือกเขาคาสเคด
เทือกเขาร็อกกี
เทือกเขาทอร์นกัต ประเทศแคนาดา
แถบภูเขาไฟทรานส์-เม็กซิโก
แอฟริกา
เทือกเขาแอตลาส
ที่สูงเอธิโอเปีย
โอเชียเนีย
เทือกเขาแอลป์ใต้ ของประเทศนิวซีแลนด์
รัฐแทสเมเนีย
เขาปีกู ในแอตแลนติก
ภูเขาไฟเมานาโลอา ในแปซิฟิก

ระดับความสูงต่ำสุดของภูมิอากาศแบบแอลป์แตกต่างกันอย่างมากตามละติจูด หากนิยามภูมิอากาศแบบแอลป์โดยอ้างอิงจากแนวต้นไม้ ภูมิอากาศนี้สามารถพบได้ในระดับความสูงเพียง  ที่ละติจูด 68 องศาเหนือ ในประเทศสวีเดน ขณะที่เขาคิลิมันจาโรในประเทศแทนซาเนีย แนวต้นไม้อยู่ที่ระดับความสูงถึง 

 อ้างอิง 

หมวดหมู่:การแบ่งเขตภูมิอากาศแบบเคิพเพิน
หมวดหมู่:ภูมิอากาศ