Сніговий покрив та клімат
Російська
На жаль, цей запис доступний тільки на
Російська.
К сожалению, эта запись доступна только на
Російська.
For the sake of viewer convenience, the content is shown below in the alternative language. You may click the link to switch the active language.
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.
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
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.