6 years ago
No comment

Sorry, this entry is only available in
Russian
На жаль, цей запис доступний тільки на
Russian.
К сожалению, эта запись доступна только на
Russian.

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.

Атмосфера Земли более едина, чем Мировой океан, и поэтому расчленить ее на самостоятельные районы затруднительно.

Правда, земной шар расчленен на климатические зоны, но это деление в основном определяется режимом подстилающей поверхности. Границы этих зон, не очень четкие на самой поверхности Земли, в значительной мере условны и в атмосфере. Так обстоит дело с расчленением атмосферы в горизонтальном направлении. Вертикальная же структура атмосферы слоиста, и границы между слоями выражены достаточно четко. Процессы, определяющие погоду, происходят в самом нижнем слое — тропосфере. Но они, естественно, не полностью изолированы и от более высоких слоев, в частности от стратосферы.

В последнее время была обнаружена связь между изменениями активности Солнца и погодой. Казалось бы, в этом нет ничего удивительного, так как именно энергия, поступающая от Солнца, обусловливает все процессы, протекающие на Земле. Однако это не так. Дело в том, что процессы, формирующие погоду, зависят от теплового излучения Солнца, а при изменениях его активности меняется в основном интенсивность коротковолнового излучения, а также корпускулярного потока, на долю которых падает всего несколько процентов от общей энергии, излучаемой Солнцем. Предполагается, что обнаруженная связь может осуществляться через более высокие слои атмосферы, за пределами стратосферы, которые активно взаимодействуют именно с этим коротковолновым излучением. Однако эти процессы, обладая малой энергией, не в состоянии действовать на процессы формирования погоды в целом, а лишь «подталкивают» в определенном направлении их развитие в периоды неустойчивого режима. Но этот вопрос еще недостаточно исследован, поэтому ограничимся рассмотрением в основном только слоя тропосферы, верхняя граница которого в Антарктике расположена в среднем на высоте 10 км.

Источником тепла для атмосферы, как и для всего земного, является Солнце, но поступать это тепло в атмосферу может различными путями.

Проследим за судьбой теплового солнечного излучения, подходящего к наиболее плотным слоям атмосферы и пронизывающего их. Измерения показали, что количество солнечного тепла, падающее на поверхность, перпендикулярную лучам Солнца, равно 2 кал/мин • см2. Эту величину называют солнечной постоянной. Однако более точные наблюдения за этой величиной, про­веденные в последние годы, показали, что она несколько меньше ранее обнаруженной величины и претерпевает некоторые несущественные изменения.

Часть радиации, пришедшей от Солнца, отражается атмосферой обратно в межпланетное пространство, часть поглощается при прохождении через нее, часть отражается земной поверхностью.

Отношение величины отраженной радиации к величине пришедшей называют альбедо. Оно зависит от вида поверхности Земли и меняется в очень широких пределах — от 90% для сухого свежевыпавшего снега до 5—7% для влажной поверхности черноземного поля.

Какова же судьба солнечного тепла, поглощенного поверхностью Земли. Оказывается, часть его идет на теплообмен с глубинными слоями, часть на нагрев поверхности, определенное количество тепла теряется на испарение воды. Но на этом не заканчивается сложный теплообмен в системе поверхность Земли — атмосфера. Поверхность Земли, как всякое нагретое тело, начинает излучать в виде длинноволновой, инфракрасной части радиации, тепло в сторону атмосферы. В случае, если температура поверхности Земли и температура прилегающих к ней слоев воздуха различны, то возникает конвективный — турбулентный по вертикали — обмен теплом. Если температура поверхности выше температуры воздуха, то тепло уходит в атмосферу, и, наоборот, в случае, когда воздух оказывается теплее поверхности. В атмосфере наблюдается следующая картина теплообмена: к теплу, поглощенному в виде коротковолновой радиации, дополняется тепло, пришедшее в виде длинноволнового излучения с поверхности. В отличие от коротковолновой радиации, которую атмосфера поглощает в малом количестве, длинноволновая радиация поглощается ею очень интенсивно. Выделяется в атмосферу и тепло от поднявшихся с поверхности после испарения и сконденсировавшихся на некоторой высоте паров воды. Обладая некоторой температурой, атмосфера, как всякое нагретое тело, тоже начинает излучать тепло в виде длинноволновой радиации. Мы не будем учитывать величину этого излучения в горизонтальном направлении, полагая, что условия для всей атмосферы одинаковы и поток этого тепла равен нулю. Поток длинноволновой радиации, направленный вниз, поглотится земной поверхностью и будет участвовать в процессе сложного встречного излучения, оцениваемого суммарной величиной, именуемой эффективным длинноволновым излучением. Часть тепла, излучаемого атмосферой вверх, уйдет в межпланетное пространство и потеряется для нее безвозвратно.

От суммы всех статей прихода и расхода тепла в данной области зависят термический режим и величина температуры. Исследовать тепловой режим при переменных значениях теплового баланса трудно. Но если в данной области температура в течение какого-то промежутка времени не меняется, то это означает, что сумма всех статей прихода и расхода тепла равна нулю. В метеорологии рассматривают тепловой баланс системы Земля — атмосфера, тепловой баланс только атмосферы и тепловой баланс на поверхности Земли.

Климат Земли меняется чрезвычайно медленно, поэтому характеристики его в течение ряда лет можно считать постоянными. Так обстоит дело, в частности, и со среднегодовыми температу­рами атмосферы, океана, поверхности различных материков. А отсюда следует, что тепловой баланс всей системы Земля — атмосфера за год близок к нулю. Равен нулю тепловой баланс по­верхности Земли и атмосферы и в отдельности, т. е. сколько тепла приходит за год, столько и уходит. В противном случае, температура их либо повышается, либо понижается.

По имеющимся наблюдениям и расчетам средний тепловой баланс системы Земля — атмосфера по отдельным статьям прихода и расхода представляется в следующем виде. На каждый квадратный сантиметр сферической поверхности, находящейся за пределами наиболее плотных слоев атмосферы, поступает 250 ккал в год. Эту величину принимают за 100%. При суммарном альбедо Земли, равном 40%, 100 ккал/см2 -год отражается в межпланетное пространство, а 150 ккал/см2 • год проникает в атмосферу, из которых 39 ккал/см2 • год, или 16%, поглощается ею, а остальные 111 ккал/см2 • год, или 44%, полностью поглощается поверхностью Земли. Это тепло в течение года расходуется: 17%, или 43 ккал/см2 • год, на эффективное излучение земной поверх­ности, 22%, или 56 ккал/см2 • год, на испарение воды и 5%, или 12 ккал/см2 • год, на тепловую конвекцию, или, как принято называть, турбулентный обмен теплом. Теплообменом поверхности с глубинными слоями при этом пренебрегают, полагая, что в течение года идущее в глубь земли тепло в летнее время возвращается в таком же количестве зимой. Однако такое допущение справедливо только для твердой поверхности Земли или для всего океана в целом, так как наличие теплых и холодных течений в некоторых районах морей нарушает это условие. Пренебрегают для поверхности Земли и возможным приходом тепла за счет частичной конденсации испарившейся воды.

Теперь посмотрим, что происходит в атмосфере. К теплу поглощенной коротковолновой и длинноволновой радиации дополняется тепло, появляющееся за счет конденсации поднявшихся паров воды, и тепло, поступившее за счет турбулентного теплообмена с поверхности, т. е. всего 150 ккал/см2. Остывает атмосфера за счет длинноволнового излучения в межпланетное пространство. Эта величина оценивается в 150 ккал/см2 • год, или 60%.

Тогда суммарный тепловой баланс системы Земля — атмосфера будет выглядеть так: приходит в плотные слои атмосферы 250 ккал/см2 • год, из них 100 ккал/см2 • год отражается и 150 ккал/см2 • год покидает систему за счет длинноволнового излучения. Так выглядит баланс тепла для всей планеты в целом, но для отдельных областей ее, и в частности для Антарктики, он может быть несколько иным.

Рассмотрим теперь составные статьи баланса на поверхности Антарктики.

Начнем с рассмотрения радиационного баланса. Но прежде чем приводить цифры, характеризующие отдельные составляющие этого баланса, скажем об особенностях радиационного режима в Антарктике, зависящего, как и везде, от астрономических, географических и метеорологических факторов.

Южнополярный день совпадает с положением Земли в перигелии. Уже это увеличивает интенсивность прямой радиации, поступающей на Землю, почти на 7%. К этому следует добавить необычайно большую прозрачность атмосферы, обусловленную расположением центральных областей материка на большой высоте, и малым влагосодержанием атмосферы,

Коротковолновая солнечная радиация поступает на поверхность в двух видах: прямая и рассеянная частицами воздуха. Суммарная радиация, включающая обе названные составляющие, в Антарктике уже достаточно изучена. Здесь наблюдаются как максимальное, так и минимальное значения суммарной солнечной радиации.

В центральных областях материка, и в том числе в районе Полюса относительной недоступности, летом наблюдалось самое большое из известных на земном шаре значение суммарной ра­диации — более 30 ккал/см2 • месяц. Ближе к морю на ледниковом склоне континента, где находятся Южный полюс и станция «Пионерская», суммарная радиация равна 22—25 ккал/см2 • месяц. Эти значения превосходят величину суммарной радиации на экваторе и в субтропиках. На побережье суммарная радиация также велика и достигает 20—23 ккал/см2 • месяц. Величина суммарной ра­диации быстро уменьшается при удалении от берега в области открытого океана, где она в 2—3 раза меньше, чем на континенте. Наименьшего из наблюдаемых на земном шаре значения она достигает на 50—60° ю. ш. и равна 7,5—8 ккал/см2 • месяц.

Такой диапазон изменений прихода суммарной солнечной радиации в Антарктике связан с особенностями распределения облачности в широтном направлении. Над куполом ледяного конти­нента обычно либо ясное небо, либо преобладают светлые редкие облака среднего и верхнего ярусов. Над водами же Южного океана почти постоянно висят свинцово-серые плотные слоистые или слоисто-кучевые облака. Так обстоит дело летом.

Осенью и особенно зимой картина резко меняется. В эти периоды года величина суммарной радиации не увеличивается, а уже уменьшается с широтой. Зимой почти весь южнополярный материк не получает тепла солнечной коротковолновой радиации.

С облачным режимом в основном связаны и две составляющие суммарной радиации: прямая и рассеянная. Максимальные значения прямой радиации, полученные в центральных областях материка, с 1,8 кал/см2 • мин уменьшаются до 1,50— 1,55 кал/см2 • мин у побережья и до 1,47—1,50 кал/см2 • мин в зоне антарктических вод. Прямая солнечная радиация играет в Антарктиде ведущую роль. Даже на побережье ее вклад в суммарную радиацию составляет 40—60%. С удалением от берега роль прямой радиации уменьшается и на широтах 50—55° ю. ш. вклад ее в суммарную — уменьшается до 10—15%.

По-иному обстоит дело с рассеянной радиацией и ее вкладом в суммарную радиацию. В центральной Антарктиде рассеянная радиация составляет 25—30% от суммарной, на ледниковом скло­не 40%, на побережье 50—60%, а у северной границы Южного океана 85—90%.

Но как бы ни был велик приход солнечного тепла на поверхность Антарктиды, тепловой эффект от этого оказывается небольшим, так как большая часть этого тепла отражается поверх­ностью. В переходные месяцы альбедо поверхности Антарктиды равно 0,90—0,95, а в среднем за год — 0,83—0,85. Исключением являются участки Антарктиды, свободные от снега и льда, где в летние месяцы альбедо равно 0,15—0,20. Но альбедо поверхности вод Южного океана не велико — всего 0,1, т. е. 9/10 тепла коротковолновой радиации поглощается океаном и только одна десятая доля его отражается.

Следующей статьей радиационного баланса на поверхности является эффективное излучение или баланс длинноволновой радиации. Величина эффективного излучения в целом за год над Антарктидой равна 23—25 ккал/см2. Над поверхностью оазисов оно увеличивается до 30—40 ккал/см2. Особенностью эффективного излучения в Антарктиде является его положительное значение в летние месяцы в прибрежной зоне во время таяния. Такое значение у побережья и в антарктических водах наблюдается в течение продолжительного времени.

Полный радиационный баланс на поверхности в Антарктике, согласно измерениям и подсчетам, представляется в таком виде. Нулевое значение годового радиационного баланса совпадает с кромкой плавучих льдов. От этой линии к северу радиационный баланс растет и достигает у северной границы Южного океана величины 60—80 ккал/см2. К югу от кромки льдов до полюса годовой радиационный баланс имеет отрицательное значение. Величина его заметно уменьшается, вплоть до ледникового склона, далее — в направлении к центральным областям она меняется мало, а в наиболее высоких областях даже несколько увеличивается. Годовое значение баланса в центральной Антарктиде составляет 5—10 ккал/см2, а в наиболее высоких районах оно близко к нулю. На поверхности оазисов радиационный баланс достигает (+30) —(+35) ккал/см2 • год.

Рассмотрим теперь статьи общего теплового баланса на поверхности Антарктиды, которыми являются: испарение, теплообмен поверхности с толщей снежно-ледяного покрова, конденсация и турбулентный теплообмен с атмосферой. Годовой теплообмен поверхности с более глубокими слоями для Антарктиды, как и в случае подстилающей поверхности других материков, можно принять равным нулю. Другие статьи теплового баланса оказываются не одинаковыми для различных областей материка.

Рассмотрим испарение и конденсацию, которые в Антарктиде определенным образом связаны друг с другом. Испарение для поверхности будет отрицательной статьей баланса, конденсация — положительной.

При оценке этих статей территорию Антарктиды следует разделить на три зоны:

1) Побережье, находящееся под влиянием стоковых ветров.

2) Участки побережья, не подверженные действию стоковых ветров: шельфовые льды и ледяной припай.

3) Центральные области Антарктиды и районы склонов ледникового купола с постоянными стоковыми ветрами.

В первой зоне испарение является определяющим процессом. Годовая сумма испарения достигает 200—250 мм, что близко к годовой сумме осадков в этой зоне. Годовые потери тепла на ис­парение составляют 10—15 ккал/см2. Эта величина равна примерно 3/4 тепла, поступающего на поверхность за счет турбулентного обмена с атмосферой, т. е. обмена теплом, происходящим в ре­зультате конвекции воздуха.

Во второй зоне испарение преобладает над конденсацией в летнее время. Зимой наблюдается обратная зависимость. Годовая сумма их близка к нулю. Близок к нулю и суммарный тепловой эффект, возникающий при этих процессах.

В третьей зоне господствует в течение всего года сублимация водяного пара на подстилающей поверхности, т. е. переход пара в твердое состояние. Но содержание его в воздухе, и особенно над центральными областями, не велико. Поэтому на поверхности выпадает не более 15—20 мм осадков в год, что составляет около 20% от общей суммы осадков, выпадающих в этой области. Приход тепла за счет этого процесса на поверхности равен 0,5— 1 ккал/см2 • год.

Турбулентный поток тепла вблизи поверхности Антарктиды всегда и почти везде направлен сверху вниз, т. е. из атмосферы к ледяной поверхности. Это связано с тем, что температура на не­которой высоте, где поток теплового воздуха движется с моря на материк, оказывается больше, чем температура нижних слоев и самого снежно-ледяного покрова.

Во внутренних областях материка этот поток тепла составляет 5—7 ккал/см2 – год, на ледниковом склоне — 7—10 ккал/см2 • год, в прибрежной зоне, где действуют стоковые ветры,—15— 20 ккал/см2 • год, а где они отсутствуют,— 8—12 ккал/см2 -год. Стоковые ветры как бы перемешивают воздух и увеличивают эффект конвекции. Эта статья теплового баланса для поверхности Антарктиды является основной, а вместе с теплом конденсации единственными его положительными статьями.

Температура воздуха на уровне земной поверхности (январь)

Температура воздуха на уровне земной поверхности (январь)

В результате взаимодействия поверхности всей Антарктики — океана и материка — с атмосферой формируется их тепловой режим, возникают течения и ветры. Количество тепла, участвующее в этих процессах, в различных районах не одинаково, не одинакова поэтому и температура: она меняется и в пространстве и во времени. В этом разделе мы опишем распределение температуры только для приземного слоя воздуха, а вертикальное распределение ее рассмотрим при ознакомлении с общей вертикальной структурой атмосферы над Антарктикой. Хотя в настоящее время имеется уже много наблюдений за температурой во всех районах Антарктики, но вычисленные средние значения ее следует считать ориентировочными. Дело в том, что имеющиеся наблюде­ния в различных районах относятся к различным периодам времени, и непосредственно сравнивать их нельзя. Построение карт изотерм для Антарктиды осложняется и тем, что не удается достаточно точно определить вертикальный градиент температуры, необходимой для сравнения при наличии значительного перепада высот материка.

Температура воздуха на уровне земной поверхности (июль)

Температура воздуха на уровне земной поверхности (июль)

Измерение температуры от побережья к центру материка зависит от нескольких причин: широты места, высоты над уровнем моря, ослабления теплового влияния моря, особенностей рельефа местности. Учесть влияние каждого из них в отдельности пока не удалось.

Для температуры воздуха над Антарктикой типично, как мы видим из рисунков 16, 17, следующее: минимальные температуры сосредоточены не на Южном полюсе, а в центре площади оледе­нения. По мере приближения к побережью изотермы расположены симметрично относительно береговой черты, а ближайшая К ней изотерма почти полностью ее повторяет; изотермы над Южным океаном приблизительно совпадают с кругами широт с некоторой асимметрией в направлении на север вдоль 30—70 меридианов в. д. От лета к зиме происходит резкое увеличение разницы температуры между побережьем и центральными областями материка, достигающее почти 30°.

Для годового хода температуры воздуха в Антарктике свойственны три главнейшие особенности: годовая амплитуда температуры, особенно в центральных областях Антарктиды, относи­тельно невелика — по среднемесячным значениям она равна 30°, а по максимальным и минимальным не многим превышает 50°, в то время как в северном полушарии в районе Верхоянска эта амплитуда достигает соответственно 65 и 100°. Обычно все месяцы зимы имеют почти одинаковую температуру с резким изменением ее в переходные осенне-весенние сезоны. Однако нередки и «теплоядерные» зимы, т. е. зимы со значительным повышением температуры в одном из месяцев.

Одной из особенностей суточного хода температуры воздуха в Антарктике является обращение его в условиях полярной ночи, когда в дневные часы температура оказывается ниже темпера­туры, наблюдаемой в ночные часы. Причина этого явления, наблюдаемого и в северных полярных областях, пока не выяснена.

Абсолютный минимум температуры воздуха, наблюдавшийся до сих пор в Антарктиде, достигал —88,3° С. Такая температура была измерена на станции «Восток». Максимальная температура на этой станции за период 1959—1965 гг. оказалась равной —21° С.

Минимальная температура воздуха, наблюдавшаяся в 1956 г. на склоне купола оледенения — станции «Пионерская», достигала —66,8° С, а максимальная —13,2° С. В «Мирном» минимальная и максимальная из наблюдавшихся температур достигали соответственно —40,3° С и +6,6° С. Минимальная температура в Антарктиде наблюдается в августе, а максимальная в январе.

На Антарктическом полуострове, островах, примыкающих к нему, и в оазисах температура значительно выше, чем в областях основного оледенения и даже его побережья.

Наблюдения за изменением среднегодовых температур воздуха в различных областях Антарктики, происходящих от года к году, не позволяют пока установить устойчивого потепления или похолодания климата этой области земного шара.

О режиме климата можно в какой-то мере судить по режиму оледенения. Наблюдения за режимом края оледенения, основная убыль которого происходит механическим путем, за счет отламывания шельфовых и выводных ледников, не дают пока возможности обнаружить отступления или наступления для всего оледенения. Однако на побережье обнаружено много мест, где отмечается уменьшение толщины края оледенения. Особенно показательны в этом отношении, изолированные от основного, шапки оледенения прибрежных островов типа острова Дригальского в море Дейвиса. Они могут быть своеобразным индикатором режима общего оледенения Антарктиды. За последние годы отмечено уменьшение оледенения острова Дригальского. Бесспорно и сокращение оледенения всей Антарктиды по сравнению с его достаточно далеким прошлым. Необходимо согласиться с предположением о том, что большие изменения режима оледенения Антарктиды, обнаруженные косвенным путем, явились результатом изменения теплового режима планеты в целом. Об этом свидетельствует одновременное изменение оледенений в северном и южном полушариях.

Лед Антарктиды сам по себе существенно влияет на климат и температуру воздуха. Сокращение его объема требует огромных затрат тепла, которые сдерживают местные изменения тем­пературного режима атмосферы. Вот почему потеплению климата может не противоречить неизменность среднегодовых температур воздуха от года к году, наблюдаемая в различных районах Ан­тарктики в настоящее время.