Климат и криолитозона Земли

Существование и эволюция криолитозоны в значительной степени определяются географическими факторами зонального распределения тепла и влаги на Земле. Вызванная астрономическими и глобальными причинами неравномерность распределения на поверхности Земли поступающей от Солнца лучистой энергии, преобразуемой в тепловую, создает значительно охлажденные области земной коры, тяготеющие к полюсам. Охлаждение проявляется в промерзании земной коры как в геологическом времени, так и в многолетнем и даже сезонном. Процессы промерзания и оттаивания, охлаждения и нагревания пород, являющиеся основными в развитии криолитозоны, определяются климатом, т.е. результатом процессов в атмосфере, океане и на поверхности суши, достаточно постоянным для любого района Земного шара.

Среди факторов, формирующих современный климат, есть постоянно действующие (Солнце как источник энергии, вращение Земли вокруг Солнца и своей оси, положение материков и океанов), действующие продолжительное время (зональная и меридиональная форма циркуляции атмосферы) и действующие кратковременно (осадки, появление и сход снежного покрова, растительность). В результате совместного действия всех трех факторов создается климатический режим, основные характеристики которого получают при осреднении фактических данных всех метеорологических наблюдений на Земле за много лет (Витвицкий, 1980).

В геокриологии хорошо разработаны и широко используются методики, позволяющие изучать связи тепловых процессов, протекающих в горных породах, с тепловыми процессами, протекающими на земной поверхности (Основы мерзлотного прогноза..., 1974; Методика мерзлотной съемки, 1979 и др.). Поэтому основные параметры климата: радиационно-тепловой баланс поверхности, количество осадков по сезонам года, влажность воздуха, среднегодовая температура и амплитуда колебаний среднемесячных температур воздуха, скорость ветра — входят в формулы для расчета таких важных мерзлотных характеристик, как среднегодовая температура горных пород и глубины их сезонного и многолетнего промерзания и оттаивания.

Рис. 4.1. Средние широтные величины составляющих теплового баланса системы Земля—атмосфера (по Т.Н. Витвицкому, 1980):

1 — радиационный баланс системы Земля—атмосфера; 2 — изменения теплосодержания (накопление или потеря за рассматриваемый период) гидросферы; 3 — фазовые преобразования воды; 4 — перераспределение тепла горизонтальными движениями в атмосфере и океанах

Радиационный баланс системы “Земля—атмосфера” достигается в процессе преобразования солнечной энергии на земной поверхности и в атмосфере, в результате которого устанавливается равновесное состояние всей системы. В глобальном масштабе пока нет материалов наблюдений, по которым можно было бы составить карты радиационного и теплового балансов, а составляющие баланса определяются расчетными методами. Затраты тепла на испарение с поверхности и турбулентный теплообмен земной поверхности с атмосферой составляют расходную часть теплового баланса, а приток тепла от конденсации водяного пара в атмосфере — приходную. Радиационный баланс в годовом ходе следует в основном за суммарной радиацией. Вместе с тем большое влияние на его изменения от месяца к месяцу оказывает альбедо подстилающей поверхности и облачность. На рис. 4.1 представлены средние широтные величины составляющих теплового баланса системы “Земля—атмосфера” по материалам Р. Ньюилла (Витвицкий, 1980). Для установления связи температурного режима пород с радиационно-тепловым балансом поверхности почвы в геокриологии широко применяется методика определения разности среднегодовой температуры поверхности и воздуха, выражаемая “радиационной” поправкой Д t_R, основанной на расчете турбулентной составляющей Р, поскольку температурное поле почвы и воздуха — это результат как радиационно-теплового обмена на поверхности данного участка, так и теплообмена в процессе воздушной циркуляции (Кудрявцев, 1981).

Годовая сумма суммарной солнечной радиации в областях широкого распространения многолетнемерзлых пород (севернее 50° с.ш. в восточной части Азии и Северной Америки) составляет от 60 ккал/см² на приатлантических и 70 ккал/см² на других (менее облачных) арктических островах и вдоль побережья северных морей, до 80—100 ккал/см² в материковой части Азии и Северной Америки. Примерно такие же значения суммарной радиации отмечаются южнее 50° ю.ш. в южном полушарии (Антарктида, южная оконечность Южной Америки, Фолклендские острова, о. Кергелен и др.), где распространена прерывистая и островная криолитозона (Гаврилова, 1981)¹. ¹ Для сравнения, наибольшие значения годовой суммарной радиации на Земле — около 220 ккал/см² (Северная Африка).

Распределение сумм суммарной радиации по месяцам показывает, что в области многолетнеймерзлоты зимой приход радиации является наименьшим на Земле. Так, в декабре—январе северные регионы северного полушария получают лишь 0—2 ккал/см² тепла (аналогичные значения отмечаются и для южного полушария в июне—июле). Поэтому и радиационный баланс земной поверхности севернее 50° с.ш. является наименьшим на Земле и составляет от 5—10 ккал/(год • см²) в Арктике до 30 ккал/(год • см²) вблизи южной границы мерзлоты. В южном полушарии значения годовых сумм радиационного баланса южнее 50° ю.ш. изменяются от 40 до 5 ккал/(год • см²).

Понижение значений радиационного баланса в полярных и приполярных районах Земли связано как с наименьшим приходом тепла суммарной солнечной радиации, так и с большими потерями радиации в результате отражения ее от снежного покрова (альбедо которого достигает 70—80% и более). В восточных частях континентов, в связи с усилением суровости климата, снег лежит дольше, что способствует общей потере тепла радиации отражением.

Радиационный баланс земной поверхности определяет запасы тепла в атмосфере и лежит в основе его зонального распределения. Наряду с этим течения общей циркуляции атмосферы создают межширотный обмен воздушных масс и служат причиной разнообразных адвективных влияний. В значительной степени циркуляция атмосферы определяет распределение влажности воздуха и осадков. В процессе циркуляции атмосферы совершается перенос водяного пара с океанов на материки и из одних широтных поясов в другие, конденсация пара в виде облаков и выпадение осадков. Циркуляция атмосферы усложняет схему широтных изменений климата. На одной и той же широте (в силу циркуляционных различий на западных и восточных берегах материков) наблюдаются совершенно разные климатические условия. Общее представление о циркуляции атмосферы у земной поверхности дает среднее распределение атмосферного давления и ветра в январе и июле.

В пределах криолитозоны в умеренных широтах наиболее важными циркуляционными факторами являются преобладающий во всей тропосфере перенос с запада на восток воздушных масс и циклоническая деятельность, способствующая обмену теплых и холодных воздушных масс и выпадению атмосферных осадков. Усиление циклонической деятельности в умеренном поясе приводит к общему увеличению осадков по сравнению с более южными широтами. Преобладающие западные ветры транспортируют водяной пар с океанов на материки. Летом в Северном полушарии циклоническая деятельность смещается к северу. В зависимости от преобладающих ветров и океанических течений температура воздуха в восточной части океанов выше, чем в западной. На западе океанов берега омываются холодными океаническими течениями, на востоке протекают теплые океанические течения. Так, в Атлантическом океане нулевая изотерма воздуха в январе у берегов Северной Америки проходит у 40° с.ш., у берегов Европы — севернее 70° с.ш. В Тихом океане нулевая изотерма у берегов Азии опускается почти к 30° с.ш. в связи с развитием на материке зимних устойчивых антициклонов, по восточной окраине которых холодный воздух распространяется далеко на юг. В Северной Америке закономерности распределения температур воздуха, обусловленные переносом океанических воздушных масс, в значительной степени затушеваны блокирующим влиянием непрерывной цепи горных хребтов Кордильер на западном побережье материка.

Развитие устойчивых антициклонов зимой во внутренних частях материков способствует резкому понижению температуры в этих районах. В Азии наиболее холодная область находится в северо-восточной части материка (Восточная Сибирь), а в Америке — в северо-западной части (Аляска), что объясняется главным образом распределением суши и моря в этих частях Земного шара.

В умеренных широтах южного полушария, где водная поверхность не прерывается большими пространствами суши, а воздушные и океанические течения направлены приблизительно зонально, распределение температуры воздуха имеет зональный характер: изотермы почти концентрически располагаются вокруг материка Антарктиды.

В высоких широтах давление атмосферы растет к полюсам и преобладают восточные ветры, с которыми выносится в умеренные широты арктический (антарктический) воздух. В зоне встречи арктических (антарктических) воздушных масс с воздушными течениями умеренных широт развивается циклоническая деятельность, характеризующая циркуляцию атмосферы на периферии полярных областей в Северном и Южном полушариях. Вынос воздуха в направлении умеренных широт способствует сохранению своеобразия климата внутри полярных областей — суровости температурного режима и малому количеству осадков, которые могут быть более или менее значительными только на периферии Арктики и Антарктики.

Для развития и существования криолитозоны большое значение имеют как термические характеристики климата, так и соотношение климатических условий холодного и теплого периодов года. Области распространения многолетнемерзлых пород приурочены к наиболее холодным в среднем годовом цикле термическим регионам. При этом их положение определяется не только широтой местности, но и степенью континентальности климата и высотным положением территории. Нулевая среднегодовая изотерма воздуха (приближенный ориентир возможного или потенциального промерзания горных пород) в целом не совпадая с границами криолитозоны, в северном полушарии на плакорах на ряде участков (Северная Америка, Азия) близко приближается к южной границе распространения многолетнемерзлых пород. Однако совпадая в основном по конфигурации, изолинии температур воздуха и криолитозоны не имеют идентичного совпадения по абсолютным величинам. Так, граница сплошной мерзлоты проходит на северо-востоке европейской территории в диапазоне температур воздуха —5...~6°С; в Западной Сибири —6...—8°С; в Восточной Сибири изолинии температур воздуха и граница сплошной мерзлоты почти совпадают в пределах —8...—9^вС. Граница прерывистой мерзлоты на северо-востоке Европы пересекает изотермы воздуха -~3...~4°С; в Западной Сибири -~4,5...~8,5°С; в Восточной Сибири —6...”7°С, и далее обрамляет горные массивы по изолиниям —4...—5°С. Наиболее низкие среднегодовые температуры воздуха (18...—20°С) зафиксированы на крайних северных островах Канадского Арктического архипелага и в Гренландии (—30°С). В континентальной части наиболее низкие среднегодовые температуры воздуха наблюдаются в Якутии (—16...—17°С). При этом в первом случае низкие среднегодовые температуры воздуха складываются главным образом за счет холодного лета, а во втором — за счет очень холодной зимы. В Южном полушарии по окраине материка Антарктиды среднегодовые температуры составляют около —1 ⁰С, во внутренних частях материка они достигают — 20°С и ниже.

Области распространения многолетнемерзлых пород хорошо увязываются также с длительностью холодного периода (что соответствует продолжительности промерзания горных пород с поверхности). Областям сплошного развития мерзлоты в Северной Америке и Азии соответствует длительность холодного периода от 300 до 240 дней, прерывистого от 240 до 200 дней, островного от 200 до 180 дней (Гаврилова, 1981). Длительности холодного периода примерно соответствует и число дней со снежным покровом — важным климатическим элементом, являющимся мощным теплоизолятором.

Теплый период года (или сезон протаивания) также является важной климатической характеристикой мерзлотных условий, оказывающей значительное влияние на экологию криолитозоны и строение верхних горизонтов многолетнемерзлых пород. На арктических островах длительность теплого периода составляет менее двух месяцев. Южнее, около границы сплошного распространения мерзлоты, менее 150 дней, а вблизи южной границы криолитозоны менее 180 дней.

На распространение и развитие многолетнемерзлых пород, наряду с широтной и высотной климатической зональностью, не менее существенное влияние оказывают континентальность климата и секториальносгь типов тепло- и массообмена в атмосфере, определяемые соотношением суши и моря и процессами циркуляции воздушных масс, что показательно для Северного полушария. В связи с особенностями распределения материков и океанов в Северном и Южном полушариях в субарктическом поясе Северного полушария наблюдаются два основных типа климата — материковый и океанический, в субантарктическом поясе один тип климата — океанический.

Материковый субарктический климат отличается очень холодной продолжительной зимой и относительно теплым коротким летом. Средняя годовая амплитуда температуры воздуха достигает наибольших для всего Земного шара значении (65°С) на северо- востоке Якутии. Летом в северной части Азии и в Северной Америке преобладают ветры северных направлений. Арктический воздух над материком в условиях значительного притока солнечной радиации (“полярный день”) трансформируется, приближаясь по своим характеристикам к воздушным массам умеренных широт. Зимой преобладающие южные ветры несут умеренный воздух, который, охлаждаясь в северных районах, приобретает свойства арктического. В зимнее время года радиационный баланс отрицателен и в условиях преобладания антициклонального режима обусловливает выхолаживание воздуха и глубокое промерзание пород при малой высоте снежного покрова. Летом радиационный баланс достигает значений, характерных для умеренных широт, и обусловливает прогрев воздуха и сезонное оттаивание многолетнемерзлых пород. В Арктике выделяется семь климатических областей (Атлас Арктики, 1985): Атлантическая, Сибирская, Тихоокеанская, Канадская, Баффиноморская, Гренландская и внутриарк- тическая.

Атлантическая область в холодный период находится под наибольшим влиянием циклонической циркуляции, ослабевающей в северной и восточной частях. Огромное влияние оказывают течения — теплые, проникающие глубоко на север и северо-восток, и холодные, выносящие льды из Арктического бассейна. Эта область характеризуется чрезвычайно высокими для Арктики температурами воздуха, резко снижающимися в материковых частях, наиболее сильными ветрами, значительной облачностью, максимальными осадками и сильной пространственно-временной изменчивостью метеорологических элементов.

Сибирская область зимой находится преимущественно под воздействием антициклональной циркуляции. Циклоны (тихоокеанского происхождения) перемещаются редко. Область отличается низкими температурами, характерными температурными инверсиями, преобладают ветры с южной составляющей. Облачность невелика, осадков выпадает мало, так как влагосодержание воздушных масс невелико. Летние осадки преобладают и выпадают преимущественно на холодных фронтах. Изменчивость метеорологических элементов сравнительно невелика.

Тихоокеанская область зимой находится под воздействием цик- лональной циркуляции: преобладают пасмурное небо и сильные ветры с северной составляющей. Характерны частые и сравнительно обильные осадки.

Канадская область в холодный период находится под воздействием антициклональной циркуляции. В юго-восточной части нередки прорывы атлантических циклонов. Северный район отличается очень низкими температурами, малооблачной погодой и небольшим количеством осадков. Южный район отличается более высокими температурами, увеличением изменчивости всех метеорологических элементов.

Гренландская область охватывает всю Гренландию, за исключением береговой зоны, свободной от материковых льдов. Большая высота, оледенение и сильное выхолаживание поверхности создают своеобразный метеорологический режим с преобладанием антициклональной циркуляции и пересекающими южную часть циклонами, резко меняющими характер погоды. Область отличается крайне низкими температурами и интенсивными инверсиями. На склонах ледникового купола возникают устойчивые стоковые ветры.

Во внутриаркгической области выделяются приатлантический и притихоокеанский районы. Первый характеризуется влиянием циклональной циркуляции, более высокими температурами с заметными горизонтальными градиентами и преобладанием юго-вос- точных и южных ветров. В притихоокеанском районе господствуют устойчивые малоподвижные антициклоны. Температуры воздуха низкие и почти не меняются над всем районом. Облачность небольшая и осадков выпадает мало.

Материковый полярный климат Антарктиды характеризуется исключительно суровой зимой и холодным летом. Средняя температура воздуха всех месяцев в году отрицательна. Минимум температуры достигает предельно низких для Земли значений и составляет около —90°С во внутренних частях Антарктиды. Летом и зимой преобладает антициклональный режим и малое влагосодержание атмосферы. Несмотря на значительный приток солнечной радиации летом большая отражательная способность снежной поверхности приводит к низким значениям радиационного баланса (на ст. Пионерская менее 2 ккал/см² в декабре). Однако в пределах полярных оазисов радиационный баланс достигает 9 ккал/см², что вызывает стаивание снега на небольших пространствах. Для антарктического климата характерны сильные ветры, что в сочетании с низкой температурой обусловливает крайнюю суровость климата и интенсивный метелевый перенос снега и его уплотнение. Осадки выпадают главным образом в твердом виде. Годовое количество осадков в среднем 40—50 мм во внутренних частях континента, по мере приближения к побережью количество осадков увеличивается до 600—700 мм.

Климатические условия характеризуют физическое состояние атмосферы в различных районах Земною шара. Это состояние значительно изменялось в прошлом и продолжает изменяться в современную эпоху. Основным связующим звеном климата и процессов, происходящих в криолитозоне Земли, является тепловой поток в горные породы через земную поверхность. В абсолютных значениях теплового потока через земную поверхность отражаются сезонные и географические особенности климата. Развитие представлений о качественной и количественной связях климата и многолетнемерзлых пород идет по линии увеличения привлекаемых при расчетах элементов для решения как прямых (взаимодействие климата и многолетнемерзлых пород), так и обратных (реконструкция палеоклиматических условий на основе изучения особенностей строения и температурного режима многолетнемерзлых пород) задач.

Дата добавления: 2014-01-20