3 месяца назад
Нету коментариев

Когда суша или ледовитое море покрываются снегом, процессы тепловлагообмена над ними кардинально меняются по сравнению с бесснежной сушей и безлед­ным океаном. Различия вызы­ваются особыми климатообразующими свойствами снежного по­крова. Это прежде всего малая теплопроводность, снега, его вы­сокая отражательная и излучатель­ная способность, низкое давление водяного пара у поверхности и большие затраты тепла на таяние снега.

Свежий сухой снег служит прекрасным изолятором. С тече­нием времени и ростом плотности снежного покрова его изолирую­щая способность уменьшается, но на протяжении зимы толщина снега продолжает увеличивать­ся, так что он остается надежным укрытием для растительности и почвы. А на море существенно снижаются потери тепла из океана в атмосферу, как только темный молодой лед покрывается снегом.

В яркий безоблачный день на свежий снег невозможно смот­реть — так ярко блестит он под лучами солнца. Это происходит оттого, что чистый и сухой снеж­ный покров отражает около 95% коротковолновой радиации в диа­пазоне 0,3—0,9 мкм, включая и видимую часть спектра. Высо­кая отражательная способность снега быстро меняется с длиной волны поступающей радиации, так что при более длинных вол­нах снег становится плохим отра­жателем, но зато хорошим излу­чателем. Излучательная способ­ность снега приближается к едини­це и лишь немного падает с увели­чением размера зерен. Чаще всего она равна 0,98—0,99, т. е. близка к излучательной способности абсо­лютного черного тела. В резуль­тате поверхность снега охлаждает­ся гораздо быстрее, чем выше лежащий воздух, и развиваются температурные инверсии.

T_001

Такие особенности снежного покрова были подмечены еще выдающимся русским климато­логом А. И. Воейковым, который в конце Х!Х в. пришел к выводу, что температура поверхности снежного покрова почти всегда ниже температуры поверхности почвы, не покрытой снегом, и ниже температуры поверхностных слоев воздуха, это отражается да­же на средних температурах воз­духа зимой.

Особенно сильные радиацион­ные охлаждения, обязанные снеж­ному покрову, случаются в Сиби­ри, на северо-востоке Северной Америки и в Антарктиде. В резуль­тате формируются очень холод­ные воздушные массы со слабыми ветрами и ясным небом, и в их нижнем 1—2-километровом слое температура растет с высотой. Из-за устойчивой инверсионной стратификации атмосферы эти воздушные массы, называемые континентальными полярными, плохо рассеивают загрязнители и туман. В системе общей циркуля­ции атмосферы в Северной Аме­рике и Евразии они движутся в юго-восточном направлении и спо­собствуют охлаждению умеренных широт.

Давление пара у поверхности снега не может быть больше мак­симального давления при 0°С, рав­ного 610 Па. Это относительно низкая величина, и она становится еще меньше при отрицательных температурах снежного покрова. В результате по мере понижения температуры воздуха водяной пар сублимируется на поверхности снега или снежные кристаллы формируются прямо в воздухе. Следовательно, снежный покров «выжимает» атмосферную влагу и благодаря этому процессу зимой еще больше увеличивает­ся альбедо поверхности.

Над снегом сильно уменьшен или совсем отсутствует конвек­тивный прогрев тропосферы из-за ограничения температуры поверх­ности 0°С; вследствие высокого альбедо снега примерно втрое снижается поглощенная коротко­волновая радиация. Если принять среднюю за год площадь снежного и ледяного покрова в обоих полу­шариях равной 62 млн. км2, то при неизменной облачности и не­которых других допущениях ока­жется, что приход солнечной ра­диации из-за снежного покрова снижается на 13-1019 кДж/год, или более чем на 4% радиации, поглощаемой всей планетой, что способствует широтной диффе­ренциации климата.

С началом снеготаяния неко­торые из отмеченных свойств снежного покрова изменяются. Заметно возрастают теплопро­водность снега и давление водя­ного пара у поверхности. Суще­ственным фактором в энергети­ческом балансе Земли и атмо­сферы становится удельная (скры­тая) теплота фазовых переходов снега. Ведь переход снега в воду требует около 80 кал/г (334 Дж/г), а расход тепла при испарении снега или выделение его при кон­денсации составляет 676 кал/г (2834 Дж/г).

Над тающим снегом резко воз­растает содержание водяных па­ров в нижнем слое атмосферы. На высоте 0,5 м над поверхностью снега оно иногда увеличивается вдвое. Влажный слой воздуха ста­новится теплее вышележащей атмосферы. Подобный крупно­масштабный процесс происходит каждое лето в Центральной Арк­тике. Над снегом, покрывающим паковый лед, образуются плот­ные низкие слоистые облака. Они поглощают приходящую коротко­волновую радиацию, прогревают­ся на один — два градуса и направляют тепло к снежной поверхности. Сегодня не подлежит сомнению, что снег оказывает сильное охлаж­дающее и высушивающее влияние на прилегающий воздух и способ­ствует превращению морских по­лярных воздушных масс в конти­нентальный полярный воздух. Это особенно заметно в аномаль­ные по снежности годы. Низкие показатели средней месячной температуры часто связаны с исключительно сильными снегопа­дами, причем особенно низкие температуры отмечаются в тече­ние нескольких дней, следующих за снегопадом.

Исследования в СССР, выполнен­ные еще в 50-х годах, показали влияние снежного покрова Евра­зии на формирование сибирского антициклона. Аналогична роль снежного покрова Северной Аме­рики в возникновении канадского антициклона. Замечено, что пути циклонов в Евразии и Америке час­то следуют вдоль южной границы снежного покрова и здесь выпада­ют новые порции снега. Свежевыпавший снег усиливает иссушаю­щую и охлаждающую роль преж­него покрова и способствует раз­растанию снега к югу. Это один из нескольких природных механиз­мов, благодаря которым распро­странение сезонного снежного по­крова отличается большим по­стоянством. Увеличение толщины и продолжительности зимне-ве­сеннего снежного покрова в Тибе­те приводит к понижению летних температур в тропосфере, запаз­дыванию и ослаблению летних муссонов.

Граница заснеженных и бесснеж­ных площадей представляет собой довольно широкую переходную зону, которая смещается по сезонам. Территория к северу от пере­ходной зоны характеризуется от­рицательной температурой по­верхности, температурными ин­версиями, областями высокого давления, преобладанием анти­циклональной циркуляции и вы­сокой чувствительностью поверх­ностного тепловлагообмена к пря­мой солнечной радиации в ясную погоду.

В переходной зоне действует большое количество обратных свя­зей, участвующих в формировании климата, в которых важную роль играет снежный покров. Во-пер­вых, покрытая снегом поверхность поглощает меньше радиации и охлаждает окружающий воздух. В результате снега откладывается больше, и заснеженная площадь расширяется.

Во-вторых, радиационное охлаж­дение формирует области повы­шенного давления над снежным покровом, а холодный полярный воздух переносится в более низ­кие широты. Вдоль полярных фронтов выпадает снег, что при­водит к еще большему распрост­ранению снежного покрова, и по­следующее атмосферное возму­щение проникает дальше на юг. Такая связь действует осенью и зимой, когда поступление солнеч­ной радиации к снегу относитель­но мало. Весной, когда инсоляция внутри континента велика, она ме­няется на обратную. Область вы­сокого давления препятствует дальнейшей аккумуляции, но спо­собствует ясной погоде и высоко­му приходу радиации к поверхно­сти. В результате альбедо снеж­ной поверхности снижается, воз­растает таяние, и снежный покров разрушается.

В-третьих, испарение со снеж­ного покрова увеличивает атмосферную влажность, в результате чего растет противоизлучение ат­мосферы, ускоряется испарение и образуются облака. Они прогре­ваются за счет поглощенной сол­нечной радиации и радиации, от­раженной от снега. Когда же снег под облаками тает, их альбедо рас­тет, и облака начинают охлаждать­ся.

В-четвертых, в горах при обиль­ном выпадении снега граница снежного покрова опускается, окружающий район охлаждается, еще больше осадков откладывает­ся в твердой фазе и снежный по­кров продолжает расширяться.

Условия в переходной зоне, для которой характерны перечислен­ные обратные связи, играют важ­ную роль в распространении снеж­ного покрова. Малейшие измене­ния радиационного режима в этой зоне могут вызвать изменения аль­бедо поверхности, скорости ее прогревания и испарения. Поэтому на распространение снежного по­крова может сильно влиять увели­ченная замутненность атмосферы и возрастающий уровень двуокиси углерода.

Материалы космических наблю­дений, впервые полученные во вто­рой половине 60-х годов, позволи­ли изучить современные глобаль­ные изменения снежного покрова. За прошедшие 15 лет снежность на земном шаре несколько воз­росла, особенно в Азии, и это при­вело к изменению альбедо поверх­ности. В 1974—1979 гг. отмечено постепенное увеличение отража­тельной способности поверхности в северном полушарии и уменьше­ние — в южном. Такие изменения находятся в соответствии с наблю­даемым сейчас похолоданием в северном полушарии. Во второй половине 70-х годов нижний слой тропосферы к северу от 65° с. ш. охладился почти на градус по срав­нению с периодом 1949—1973 гг. В последнее время часто повто­рялись холодные и снежные зимы, за которыми иногда следовали ис­ключительно холодные летние се­зоны.

Подобные холодные и снежные периоды должны предварять и со­провождать ледниковые эпохи. В механизме возникновения и де­градации оледенений роль снеж­ного покрова и свойственных ему обратных связей была очень вели­ка. Любое продолжительное гло­бальное похолодание приводит к росту площадей и продолжитель­ности залегания снежного покрова, тем самым увеличивает глобаль­ное альбедо и способствует даль­нейшему похолоданию. И наобо­рот, если произойдет сокращение снежного покрова на Земле, гло­бальное альбедо уменьшится, вы­звав еще большее потепление.

Возможное распространение снежного покрова в плейстоцене мало известно (рис. 3). Однако яс­но, что существование снега на су­ше и морском льду делает высокие широты исключительно чувстви­тельными к климатическим изме­нениям. Численное моделирова­ние энергетического баланса Зем­ли свидетельствует о значительной чувствительности суши, покрытой снегом, к солнечной постоянной. Понижение на 4% солнечной по­стоянной в одной из климатических моделей сдвинуло зону макси­мальных ежегодных снегопадов с 70° с. ш., которую она занимает сейчас, до 50° с.ш., а пик снего­накопления — с 72° с. ш. в наше время до 55° с. ш.

Распространение сезонного снежного покрова на суше и на морских льдах

Распространение сезонного снежного покрова на суше и на морских льдах

Широкое распространение снежного покрова в некоторых об­ластях земного шара могло привести к формированию ледников благодаря цепочке обратных свя­зей, действующих и сейчас. Высо­кое альбедо снежного покрова над обширными территориями, покры­тыми снегом длительное время, вызывают тропосферные похоло­дания. Они, в свою очередь, при­водят к формированию бариче­ской ложбины в высотной цирку­ляции атмосферы. Такой характер потоков ведет к преобладанию бо­лее низких температур над обшир­ными заснеженными территория­ми, задержке таяния и росту сне­гопадов на восточных и юго-вос­точных окраинах этих областей. Так, по-видимому, формировался Лаврентьевский ледниковый по­кров, начавший расти на плато в восточной части Канадского Арк­тического архипелага.

Таким образом, в глобальной климатической системе снежный покров олицетворяет и причину и следствие. Он представляет собой результат циркуляции атмосферы, но, в свою очередь, и сам вносит в нее изменения. Самые неболь­шие изменения в средней поверх­ностной температуре Земли снеж­ный покров усиливает действием обратной связи между распростра­нением снега и планетарным аль­бедо. Глобальную климатическую роль снежного покрова трудно от­делить от влияния на климат мате­риковых ледниковых покровов; на­до помнить, что ледниковые пери­оды на Земле были всегда и пери­одами повышенной снежности.

comments powered by HyperComments