Основы криогенеза литосферы - Романовский Н.Н.
ISBN 5—211—02379—X
Скачать (прямая ссылка):
Отметим общую для всех видов климатической поясности закономерность уменьшения амплитуд колебаний температур воздуха с высотой в годовом цикле. Уменьшение амплитуд происходит резче в инверсионном поясе в условиях континентального климата, чем при морском климате. Эта особенность наряду с возрастанием мощности снега с высотой обусловливает понижение континентальное™ типов сезонного промерзания и оттаивания пород (II.6).
Снежный покров относится к числу важнейших климатических факторов, определяющих как температуру поверхности Земли, так и температуру на поверхности пород (im и tu). Влияние снега многообразно и сложно. Качественное влияние снежного покрова на проанализировал В. А. Кудрявцев (1954), который показал, что при очень малых мощностях он может оказать охлаждающее влияние. С возрастанием мощности растет его отепляющее воздействие, которое достигает максимума, а затем начинает снижаться до смены знака влияния. При наличии многолетнего снежника U в летнее время не переходят через O0C При региональных и зональных оценках влияния снега на температурный режим пород мы имеем дело преимущественно с его отепляющим воздействием.
Снег увеличивает альбедо поверхности Земли и тем больше, чем меньше загрязненность его поверхности, влажность и длительнее период его существования. Увеличение его мощности и плотности (следовательно, и водного эквивалента) приводит к возрастанию затрат тепла на его таяние. За счет этого с широтой местности, а в горах и с высотой снижается радиа-ционно-тепловой баланс и, как следствие, относительно понижается /п.
Снег является плохим проводником тепла и поэтому предохраняет осенью и зимой почву от выхолаживания, действуя отепляюще. Коэффициент теплопроводности снега (А,Сн) изменяется в пределах от 0,12 до 0,46 Вт/м-К. Минимальные значения Ясн наблюдаются при малой плотности и влажности, а максимальные — при большой плотности и высокой влагона-сыщенности (при температурах, близких к O0C). Минимальные плотности и Ясн снежного покрова характерны для внутрикон-тинентальных регионов с зимним антициклоном, где отсутствуют ветровые нагрузки и метелевый перенос (рис. II.5). Напротив, в регионах с циклоническим типом погоды зимой и в верхнем поясе гор имеет высокие плотности и %Ся- В условиях морского климата, где зимой бывают оттепели, снег может иметь большую влажность, плотность и Ясн, причем при понижении температур последняя возрастает за счет образования льда, имеющего высокую теплопроводность (~0,5 Вт/м • К). Во внутриконтинентальных районах на равнинах и в нижнем поясе гор мощности снега невелики и в период наибольших морозов в январе — феврале составляют 30—40 см. Снег здесь залегает равномерно, плотность его невелика, особенно при на-
38
Рис. II.5. Средняя наибольшая декадная высота снежного покрова, см (по Н. А. Мячковой, 1983)
личии травяного покрова и мелких кустарников. Весной он в значительной мере испаряется, причем сходит неодновременно: в лесу, в кустарниках, на затененных участках он сохраняется много дольше, чем на оголенных поверхностях и на склонах южной экспозиции. В областях океанического влияния снежный покров обычно более мощный (до 0,8—1,0 м), подвергающийся ветровому перераспределению и залегающий крайне неравномерно. Минимальные мощности снега бывают на обдуваемых ветром склонах, узких междуречьях, вершинах гряд и холмов; снег максимальной мощности скапливается в логах, на склонах, находящихся в ветровой тени, а также в лесу и зарослях кустарника. Здесь у него не только большая мощность, но и малая плотность и небольшой Лен.
Отепляющее влияние снежного покрова возрастает с увеличением амплитуд колебаний температур воздуха (Кудрявцев, •1954; Общее мерзлотоведение, 1978), т. е. от районов с морским к районам с континентальным климатом. Широтио (сек-ториально) удельное отепляющее влияние снега (0C/10 см снега) растет с запада на восток, от Восточно-Европейского сектора к Восточно-Сибирскому. Однако эта закономерность в целом является противоположной тенденции уменьшения мощности снежного покрова в том же направлении. Правда, последняя тенденция усложняется и даже нарушается влиянием на выпадение снега орографических барьеров, барических ложбин и других особенностей циркуляции атмосферы в зимнее время. Поэтому наибольшее отепляющее влияние снега наблюдается в районах с наибольшими его мощностями и резко континентальным климатом, т. е. на обращенных в сторону вла-гонесущих ветров склонах внутриконтинентальных горных сооружений. Например, северо-западные склоны передовых хребтов Байкальской горной области практически лишены мерзлых пород, а на юго-восточных распространены прерывистые и островные ММП. Мощный снежный покров (0,8—0,9 м) характерен для приеиисейской части Западной Сибири, что связано с наличием здесь барической ложбины и влиянием орографического уступа Среднесибирского плоскогорья. Отепляющее влияние снега в условиях континентального климата этого района приводит к смещению к северу южной границы мерзлоты и геоизотерм на 150—200 км.
В. А. Кудрявцевым выявлено, что отепляющее влияние снежного покрова возрастает с увеличением теплооборотов, т. е. суммарного количества тепла, проходящего через поверхность почвы за полупериоды охлаждения и нагревания (Общее мерзлотоведение, 1978). Поэтому отепляющее влияние снега бывает наибольшим: при tcp, близких к 00C (вблизи южной границы мерзлой зоны литосферы); при максимальной конти-нентальиости климата (в Средне- и Восточно-Сибирском секторах Евразии); при больших влажностях пород слоев сезонного промерзания и протаивания. Последнее условие для юга
