Сніговий покрив та клімат

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.

• ← Фізичні фактори клімату
• Льодовикові ери на Землі →