И ЛАНДШАФТНЫХ ФАКТОРОВ В ФОРМИРОВАНИИ ТЕМПЕРАТУРНОГО РЕЖИМА ПОВЕРХНОСТИ ЗЕМЛИ И ПОРОД

Особенности криогенеза литосферы зависят в первую очередь от температурного режима верхних горизонтов пород, их сезонного промерзания и оттаивания. Температурный ре­жим верхних слоев пород обусловливает проявление криоген­ных процессов и развитие криогенных явлений, многолетнее промерзание и протаивание, охлаждение и нагревание лито­сферы, а также происходящие при этом процессы криогенного текстурообразования, переходов (газ + вода) ^ гидраты при­родных газов и др. Различия температурного режима пород в пространстве и динамика в геологическом времени приводят к зональным, региональным и геоисторическим изменениям крио­генеза литосферы.

Современное распространение многолетнемерзлых пород (ММП) и таликов определяется температурами поверхности Земли, а также процессами, которые происходят в естествен­ных покровах (снежном и растительном) и в слоях сезонного промерзания и оттаивания. Температурный режим верхних го­ризонтов пород — это наиболее динамичный компонент гео­криологических условий, быстро меняющийся во времени под влиянием изменения условий теплообмена на поверхности Зем­ли. Температуры поверхности Земли формируются в результа­те равновесного теплообмена с атмосферой под влиянием всех источников тепла на поверхности и в тропосфере. Под «поверх­ностью Земли» понимается граница между газообразной и твердой или жидкой оболочками. Это понятие неадекватно по­нятию «поверхность горных пород», представляющей собой границу раздела минеральной среды (или почвы) и напочвен­ных покровов, таких, как снег, мох и искусственные покрытия. Эти покрытия трансформируют температурный режим, приводя к неравенству температуры поверхности Земли (/_пз) и темпе­ратуры поверхности пород (t_n). Это неравенство зависит как от внешних климатических факторов, так и от ландшафтных условий. В свою очередь t_n в общем случае не равна темпера­туре у подошвы слоев сезонного оттаивания и промерзания по-

род (t{). Это обусловлено проявлением так называемой темпе­ратурной сдвижки (А4) вследствие неравенства коэффициен­тов теплопроводности пород в мерзлом (Я_м) и талом (Я_т) со­стояниях при периодически установившемся температурном ре­жиме на поверхности, а также отепляющим влиянием инфиль­трации летних атмосферных осадков (At_Oc) (Общее мерзлото­ведение, 1978; Ершов, 1990). Среднегодовая температура по­род на подошве слоя годовых колебаний (/_Ср) отличается от ti на величину hg (где g — геотермический градиент, h — мощность слоя годовых колебаний температур). Все перечис­ленные выше температуры (£_Пз, A, t_b t_cv) используются для анализа и характеристики зональных и региональных законо­мерностей формирования геокриологических условий. На каж­дом из вертикальных срезов в годовом цикле существует ра­венство приходящей и уходящей энергии. Поэтому эти темпе­ратуры являются определенными энергетическими уровнями равновесного теплообмена. Их пространственные изменения по широте, долготе и высоте отражают соответственно зональные, секториальные и высотные, а также локальные (вариации в пределах одного района) закономерности теплообмена и тем­пературного режима пород в слое годовых колебаний. Их из­менения во времени обусловлены и отражают динамику клима­та, вызывающую нарушение равновесия теплообмена в систе­ме атмосфера — почвы — горные породы. Многолетняя дина­мика температурного режима пород в свою очередь обуслов­ливает эволюцию криогенеза литосферы.

Тепловые процессы, происходящие на поверхности Земли, решающим образом определяют термический режим верхних горизонтов литосферы. На этой поверхности происходят пре­вращения одних видов энергии в другие, в том числе и в теп­ловую. Качество поверхности Земли влияет на перераспреде­ление лучистой энергии. Так, альбедо поверхности определя­ет долю отражения такой энергии от твердой непрозрачной поверхности Земли, в том числе и ледников, и непрозрачных ледовых покровов водоемов. Остальная лучистая энергия трансформируется в тепловую. Вместе с тем через поверхность воды, а также прозрачного льда часть лучистой энергии про­никает внутрь водоемов, превращаясь в тепловую энергию в объеме. Эта важная отличительная особенность во взаимодей­ствии потока солнечной радиации и водоемов приводит к транс­формации большей доли лучистой энергии в тепловую в озерах и морях, аккумуляцию в них большего количества тепла по сравнению с горными породами.

Поверхность Земли является границей раздела двух ма­териальных сред, в которых процессы теплообмена и механиз­мы теплопередачи принципиально различны. В тропосфере гос­подствуют радиационный и турбулентный механизмы теплопе­редачи. Они обеспечивают высокую скорость изменения поля температур при очень резких изменениях на границах этой об-

25

ласти. В твердой и жидкой оболочках Земли основные меха­низмы — конвективный и кондуктивный — обусловливают су­щественно более медленную теплопередачу. Коэффициенты эф­фективной температуропроводности в различных слоях атмо­сферы находятся в диапазоне от 10 до 10⁴ м²/ч, при конвекции в океане — от 1(Н до 1, а при кондуктивной теплопередаче в породах — от 10"² до 1,5-10~³ м²/ч.

Температура поверхности Земли формируется под влиянием внешних источников тепла, поступающего от Солнца в виде лу­чистой энергии, а также энергии, трансформированной в тепло­вую, носителями которой являются воздух и водяные пары. Неравномерное распределение основных источников тепла по поверхности определяет различие в температурах поверхности. Результатом теплообмена лучистой энергии Солнца, атмосфе­ры и литосферы является радиационный баланс по­верхности (R), т. е. то количество радиационной энергии, которая превращается в тепловую: R=Q_c(l—А)—1_Эф=Р+ + LE + B, где Q_c — суммарная коротковолновая радиация, приходящая на горизонтальную поверхность и слагающаяся из прямой (Q) и рассеянной (#); А —альбедо, т. е. отражатель­ная способность поверхности Земли; /_Эф — эффективное длин­новолновое излучение поверхности Земли, представляющее со­бой суммарный результат всех тепловых излучений в системе поверхность — атмосфера; LE — затраты тепла на испарение влаги с поверхности; Р — турбулентный теплообмен между по­верхностью и атмосферой; В — поток тепла в горные породы. В высоких широтах значительная часть тепла, полученного от Солнца, расходуется на испарение воды и таяние снега (W). В этом случае уравнение теплового баланса R—LE=P-{-B-{-+ W. Поток тепла в горные породы в среднегодовом выводе равен потоку внутриземного тепла и по величине на 2—3 по­рядка меньше других составляющих теплового баланса. Его влияние на t_n пренебрежительно мало,

В. Т. Балобаевым (1991) рассчитаны среднеширотные зна­чения составляющих теплового баланса на поверхности Земли в криолитозоне за год (табл. П.1) и проведен анализ связи R

Таблица П.1

Среднеширотные значения составляющих теплового баланса земной поверхности за 1 год (Вт/м²) (по В. Т. Балобаеву, 1991)

 

Северная £ широта, град		R	LE	р	в	w
					0,05	0,9
					0,06	1,0
					0,05	1,1
					0,05	0,7
					0,05	0,4
	НО				0,05	од

26

и температур поверхности Земли по разным меридиональным профилям (рис. П.1). Из рис. II. 1 следует, что /_Пз пропорцио­нальна радиационному балансу во всей криолитозоне северно-

Рис. II. 1. Зависимость температуры поверхности Земли ^_Пз от турбулент­ного потока тепла — Р (а) и радиационного баланса — R (б) для Се­верной Азии (1 — 80° в. д.; 2 ~ 100° в. д.; 3— 130° в. д.) и Северной Аме­рики (4) (по В. Т. Балобаеву, 1991)

го полушария, и чем больше энергии поступает на поверхность Земли, тем при более высокой температуре наступает равно­весный теплообмен. В Сибири переход t_n3 через 0°С происхо­дит при значениях R в интервале от 45 до 50 Вт/м²-К в год, а предельные изменения t_U3 при одном значении R составляют 2,5 °С. При этом прослеживается отчетливая закономерность понижения £пз с запада на восток вдоль изолиний равного R.

Для оценки влияния на ^_Пз атмосферы, а именно таких ее характеристик, как наличие паров, облачности и происходящих в ней процессов испарения и конденсации, турбулентизации и других, В. Т. Балобаевым были проанализированы модели и результаты модельных экспериментов, проведенных рядом за­рубежных ученых. Земля, лишенная атмосферы, имеет отрица­тельную среднюю равновесную температуру поверхности, вели­чина которой изменяется в зависимости от принятой в расчет отражательной способности (Л). При Л=0,3 £_Пз=—18°, при Л=0,4 /пз^27°С, а на 60° с.ш. расчетная £_Пз^— 45°С. При та­ких температурах Земля, лишенная атмосферы, имела бы в средних и высоких широтах мощную криолитозону.

27

Наиболее сильное влияние на г_ш оказывают наличие самой атмосферы, которая обусловливает турбулентный обмен в тро­посфере, наличие паров воды в атмосфере, поглощающих лучи­стую энергию, а также облачность. В этой модели поглощение лучистой энергии Солнца и трансформация ее в тепловую про­исходят не только на поверхности Земли, но и в самой атмо­сфере, особенно в тропосфере. Тепловое состояние атмосферы и поверхности зависят от общего количества тепла, аккумули­руемого во всей системе земная поверхность — атмосфера. От­сюда следует, что радиационный обмен на поверхности Земли не является единственным источником тепла для системы. Важную роль играют рассеянные в атмосфере источники теп­ла, повышающие общий энергетический уровень системы. По­этому все факторы и процессы, протекающие на поверхности Земли и в атмосфере, способствуют повышению ее температу­ры как в целом, так и ее отдельных частей.

Земля с атмосферой и без нее получает одно и то же коли­чество солнечной энергии. Однако атмосфера способствует луч­шему ее поглощению и трансформации в тепловую, ухудшению условий излучения поверхности Земли. Поэтому температура системы значительно возрастает вследствие повышения уровня энергообмена. Облачность, напротив, способствует сильному отражению лучистой энергии Солнца в космическое простран­ство из-за высокого альбедо облаков. Следствием этого явля­ется потеря лучистой энергии системой еще в тропосфере. В ре­зультате понижаются общий энергетический уровень системы, температура приземных слоев воздуха и t_n^

Особое место занимают процессы испарения и конденсации в вертикальном разрезе атмосферы Земли. Эти процессы пере­распределяют энергию по вертикали, но не изменяют ее ко­личество в системе. Некоторое повышение температуры верх­ней и понижение нижней части системы вызывают возрастание температурных градиентов по сравнению с равновесными. В вы­сокодинамичной атмосфере любое неравновесное состояние не может существовать длительно, и поэтому нарушенные темпе­ратуры быстро восстанавливаются. В силу этого температуры поверхности и атмосферы очень слабо реагируют на фазовые превращения вода^пар. Эта закономерность не относится к локальным условиям на поверхности Земли, где различные ландшафтные единицы неоднородны по свойствам, в особенно­сти по увлажненности. Здесь процессы испарения—конденсации вызывают резкое неравновесное состояние приземного слоя воздуха и большие горизонтальные градиенты температур и влажности.

Большое влияние на формирование температур поверхно­сти Земли и приземных слоев воздуха оказывают циркуля­ционные процессы в атмосфере. Все области нашей планеты постоянно обмениваются энергией в результате гори­зонтального теплопереноса, обусловленного существованием го-

28 /

ризонтальных градиентов температур и давлений воздуха. Ра­диационное нагревание земной поверхности неодинаково по широте, поэтому существует меридиональный градиент темпе­ратуры между экваториальными и полярными зонами, это обус­ловливает меридиональный тепло- и воздухообмен. В. Т. Бало-баев утверждает, что одни радиационные источники тепла не могут сбалансировать существующее тепловое состояние си­стемы земная поверхность — атмосфера в высоких широтах. Такой баланс имеет место только в субтропиках. Поэтому су­ществует постоянный значительный 'приток тепла из тропиков и субтропиков в умеренные и высокие широты, занятые крио-литозоной, называемый меридиональным теплопереносом. Ос­новная часть энергии транспортируется в виде энтальпии и скрытой теплоты испарения—конденсации (массопереноса).

Теплоперенос с юга на север осуществляется не в виде не­прерывного воздушного потока, а в виде циркуляционных ячей — вихрей (рис. П.2). В северном полушарии существуют

Рис. II.2. Схема глобальной циркуляции, поясов низкого (Я) и высокого (В) давления и направления господствующих ветров (по В. Т. Бало-

баеву, 1988)

три замкнутые циркуляционные системы вихрей: полярная; умеренных широт и тропическая. В системе вихрей умеренных широт циркуляция в тропосфере направлена с юга на север, а в верхней атмосфере — с севера на юг. В полярной и тропи­ческой системах существует обратное направление циркуля­ции. Границы систем вихрей проходят над 30—35 и 60—70° с. ш. На стыках вихрей в полосе 60—70° с. ш. развит восходя­щий поток воздуха. Поэтому здесь находится глобальная об­ласть пониженного давления. Здесь подъем влажного воздуха сопровождается конденсацией, повышенными осадками и силь­ным увлажнением поверхности и приповерхностных горизон­тов Земли. К этой полосе приурочены Исландский и Алеутский

29

барические минимумы, играющие большую роль в климате и формировании погод северного полушария. На 30—35° с. ш. вихревой поток направлен вниз, что вызывает существование глобальной области повышенного давления. Опускающийся хо­лодный воздух нагревается и осушается. Поэтому с указанны­ми широтами связана полоса пустынь.

Указанные процессы вызывают в зонах арктической (70— DO⁰ с. ш.) и тропической (0—35° с. ш.) циркуляции господство восточного переноса, когда преобладают ветры, дующие с во­стока на запад или с северо-востока на юго-запад. В умерен­ной зоне господствует западный перенос с ветрами, дующими с запада на восток или с юго-запада на северо-восток. Скоро­сти ветрового переноса меняются по сезонам года. Зимой, ког­да градиенты температур между экватором и полюсами увели­чиваются, возрастают скорости ветров и меридиональный пе­ренос тепла. Сезонные различия приходящей солнечной радиа­ции обусловливают смещение планетарных зон давления и цир­куляции летом к полюсу, а зимой к экватору.

Криолитозона северного полушария находится преимущест­венно в пределах арктической и умеренной глобальных цирку­лярных зон. На севере криолитозоны (севернее 65° с.ш.) пре­валирует восточный, а южнее — западный перенос. Последний вызывает глубокое проникновение на Евроазиатский континент влагонесущих воздушных масс, формирующихся над Атланти­ческим океаном. Они достигают обращенных на запад склонов горных сооружений Верхоянья и Байкальской горной области, вызывая здесь повышенное выпадение атмосферных осадков.

Зимой в высоких широтах происходит большая потеря теп­ла за счет излучения с поверхности Земли. Существенно, что она компенсируется привносом тепла из южных широт. На рис. И.З представлены среднесуточные величины составляю­щих теплового баланса системы Земля—атмосфера зимой и летом. Величина переноса тепла горизонтальными потоками в атмосфере и океанах значительна, причем она существенно увеличивается зимой. При формировании t_n криолитозоны в целом горизонтальной меридиональный теплоперенос играет важную роль. Его учет необходим для понимания зональных закономерностей распределения этих температур и их сектори-альных особенностей в крупных регионах северного полушария. Количество тепла, поступающего за счет меридионального пе­реноса, неодинаково в разных регионах Евразии и Северной Америки. Это обусловлено особенностями мегарельефа Земли, в первую очередь отсутствием или наличием горных сооруже­ний, препятствующих поступлению тепла из экваториальной области в высокие широты. Различия в меридиональном тепло-переносе влияют на особенности климата и криолитозоны, яв­ляясь одним из факторов, обусловливающих так называемые векториальные различия геокриологических условий крупных регионов (П.2). Следует подчеркнуть, что на районном и мест-

30

Рис. П.З. Среднесуточные величины составляющих тепло­вого баланса системы Земля — атхмосфера зимой (А) и

летом (Б) (по Г. Н. Витвицкому, 1986): 1 — радиационный баланс; 2 — теплосодержание гидро­сферы; 3 — теплота фазовых превращений воды; 4 — пе­ренос тепла горизонтальными потоками в атмосфере и океанах (1 кал/см²-сут = 0,48 Вт/м²)

ном уровнях меридиональный привнос тепла является только тем фоном, где формируются локальные тепловые балансы i_U3 и tu на соседних ландшафтных единицах низкого ранга.

Огромное значение в формировании t_m играют климатооб-разующие процессы, обусловленные соотношением Суши и Океана, а также крупными неровностями поверхности Зем­ли — горными областями. Как указывалось выше, радиацион­ные процессы и глобальная меридиональная циркуляция в це­лом широтно выдержаны. Однако наличие материков и океа­нов, гор разной высоты и ориентации, морских течений сильно

31

усложняет картину барических полей и движение воздушных потоков, меняющихся к тому же в разные сезоны года.

Летом в Евразии, в том числе и в области многолетнемерз-лых пород, температуры воздуха (/_в) формируются преимуще­ственно под влиянием радиационных факторов и имеют зональ­ный характер. В целом они выше среднеширотной из-за более низких температур над океанами. Меридиональный перенос в летний период ослаблен из-за малой разницы температур и давлений на экваторе, где в июле t_B=26—28 ^СС и Р= = 1010 мбар, и на севере, где на 70° с. ш. в июле t_B=l2°C и р=Ю10 мбар.

Зимой давление и температура на экваторе сохраняются теми же, что и летом. Вблизи полюса температура воздуха опускается ниже —40 °С, а давление увеличивается до 1015— 1020 мбар. В высоких широтах радиация ослаблена за счет низкого стояния солнца или отсутствует вовсе в период поляр­ной ночи. Происходит сильное выхолаживание поверхности Земли за счет эффективного длинноволнового излучения. Это вызывает активизацию меридиональных циркуляционных про­цессов. Наличие высокогорных сооружений (Тибета, Гималаев, Памира, Тянь-Шаня и др.), блокирующих меридиональный перенос, приводит к тому, что вся северная часть Азии оказы­вается аномально выхоложденной. Температуры воздуха на северо-востоке России ниже средней широтной на 20—24°. Различия давления по 60° с. ш. с запада Европы до Восточной Сибири составляют 35 мбар, что больше, чем между этой ши­ротой и субтропиками (10 мбар). В результате этого разви­вается зональная глобальная циркуляция. Основной причиной ее возникновения являются резко различная аккумуляция теп­ла и разные температуры океана и суши. Как показал В. В. Шулейкин, термические различия поверхности суши и океана создают зональные градиентные барические поля и оказывают огромное влияние на глобальную циркуляцию, не меньшее, чем меридиональные различия экватора и приполяр­ных областей. В результате взаимодействия меридиональной и зональной систем циркуляции в северном полушарии сущест­вует сложная картина движения воздушных масс на разных широтах и долготах, неодинаковая в разные сезоны года. Ле­том север Евразии находится под преимущественным воздейст­вием западного воздушного переноса (влажного и относитель­но теплого), достигающего орографических барьеров Восточ­ной Сибири. На побережье Северного Ледовитого океана пре­обладает восточный перенос, а также холодные, влажные вет­ры, дующие с океана на континент. Они приводят к высокой облачности и моросящим холодным дождям. На северо-вос­точной окраине Азии основные ветры направлены на континент. В Приамурье и Забайкалье — это муссонные ветры, достигаю­щие Байкала. Севернее их глубокому проникновению препятст­вует Охотско-Чукотский горный барьер. Граница восточной и

западной областей циркуляции летом проходит в полосе 100— 110° в. д. Здесь циклоническая активность наименьшая и пре­обладает безоблачная погода с малым количеством дождей.

Зимой циркуляция атмосферы над Северной Евразией име­ет иной характер. Она формируется под влиянием таких мощ­ных барических центров, как Исландский и Алеутский миниму­мы и Азиатский максимум. Центр последнего находится над Монголией, а мощный отрог захватывает часть Восточной Си­бири и Верхояно-Колымскую горную область. На равнинах северо-востока Европы, Западной и севера Восточной Сибири господствуют юго-западные и западные ветры, приносящие теп­ло и влагу из Атлантики и со Средиземноморья. Максимальная циклоническая деятельность приурочена к северу европейской части, широкой полосе перехода от Западной к Восточной Си­бири, к Тихоокеанскому побережью и Чукотке. Для этих об­ластей характерно выпадение снега значительной мощности (более 80 см), а также его ветровое перераспределение. На­личие сибирского отрога азиатского антициклона приводит к формированию на значительной территории северо-востока Росссии и Центральной Якутии области высокого давления с очень низкими температурами воздуха, небольшой облачно­стью, малым количеством снега, неподверженного ветровому перераспределению.

Наличие в Евразии орографических барьеров (Тибета, Гималаев, Памира), достигающих высоты тропопаузы, блоки­рует перенос воздушных масс из экваториальной зоны в севе­ро-восточную часть континента. Следствием этого и являются мощный Азиатский антициклон, низкие температуры призем­ного слоя воздуха, t_n3 и смещение далеко к югу границы ММП. Меридиональные циркуляционные потоки Евроазиатского сек­тора раздваиваются и отклоняются горными сооружениями к востоку, т. е. к западному побережью Тихого океана, и к за­паду —- в Европу. В этих регионах они обусловливают смеще-ние южной границы мерзлой зоны к северу.

Таким образом, на формирование /_в, 4з, t_Cp оказывают влия­ние как радиационные факторы, так и особенности климата, связанные со степенью его океаничности-континентальности. Последние обусловлены удаленностью от океанов и характе­ром циркуляции атмосферы. В регионах с разными по океа-ничности (континентальное™) климатами неодинаково прояв­ляется природная, в том числе и геокриологическая, зональ­ность, а также имеются специфические комплексы локальных особенностей. Они обусловлены различием в соотношении пря­мой и рассеянной солнечной радиации, распределением снега и других факторов, влияющих на геокриологическую обста­новку. Перечислим черты, свойственные океаническим и конти­нентальным климатам умеренных и высоких широт.

Для океанических (морских) климатов характерны: 1) от­носительно теплая зима и прохладное лето, что обусловливает

2 Н. Н. Романовский 33

небольшие амплитуды колебаний температур воздуха в тече­ние года и в суточном цикле; 2) высокая влажность воздуха, большое количество атмосферных осадков, значительное число дней с облачностью; преобладает рассеянная радиация, что обеспечивает сравнительно равномерное попадание лучистой энергии на склоны различной экспозиции; 3) высокая цикло­ническая деятельность, приводящая, в частности, к сильным ветрам зимой. Это ведет к перераспределению снежного покро­ва, увеличению его плотности в местах интенсивной ветровой нагрузки и мощности в ветровой тени (депрессиях рельефа, на подветренных склонах), а также в местах, занятых древесной и кустарниковой растительностью.

Черты континентальных климатов проявляются в следую­щем: 1) в холодной зиме и жарком лете, что определяет боль­шие амплитуды колебаний температур воздуха в течение года. Суточные колебания температур также значительны, особенно летом и в ясную погоду; 2) в относительно низкой влажности воздуха, небольшом количестве атмосферных осадков, в том числе и твердых, большом числе дней со слабой облачностью и ясным небом, преобладании прямой радиации, что обуслов­ливает существенно неравномерное распределение лучистой энергии на склонах различной экспозиции. Причем эта особен­ность сильнее проявляется при движении от высоких к низким широтам; 3) в ослабленной циклонической деятельности, осо­бенно в течение зимы; в это время преобладает антицикло-нальное состояние атмосферы со слабыми ветрами, которые не приводят к перераспределению снежного покрова и уменьше­нию его плотности.

В формировании климата и температурного режима пород криолитозоны роль горных сооружений, являющихся орогра­фическими барьерами, велика и многообразна. Горы отклоня­ют воздушные потоки за счет фронтального действия, возму­щают структуру этих потоков, воздействуя на их динамику, чем определяют положение барических центров, вызывают по­вышенную конденсацию и выпадение осадков на подветренных склонах. Это приводит к климатической и, как следствие, к геокриологической асимметрии склонов горных сооружений: на более влажных и заснеженных температуры поверхности Зем­ли и пород выше, чем на сухих и малоснежных. Такого ро­да асимметрия характерна для западного и восточного склонов Уральского хребта, (северо-западных и юго-восточных склонов гор Байкальской области и др.

Характер циркуляции атмосферы обусловливает изменение ее температурного режима с высотой — высотную клима­тическую поясность. Для территорий с циклональным типом циркуляции и океаническим климатом характерно пони­жение температур с высотой, составляющее в свободной тро­посфере в среднем 1° на 213 м подъема. Такой тип климати­ческой высотной поясности называется нормальным, или:

34

океаническим (морским). Для него характерны умень­шение величин теплового баланса, достаточно монотонное по­нижение температуры воздуха с высотой, начиная от поверх­ности моря или сопредельных с горами равнин, уменьшение амплитуд колебаний температур воздуха, возрастание суммы осадков до высот 4000—5000 м, а затем их некоторое сниже­ние и т. д. В (прямой связи с ним находится и морской тип гео­криологической поясности (П.З). Рассматриваемый тип кли­матической (и геокриологической) поясности характерен для Альп, Кавказа, гор Скандинавского полуострова, Урала, Путо-рана, Камчатки и Корякин.

Вторым является инверсионный тип высотной клима­тической поясности. Общая циркуляция атмосферы над севером Евразии создает условия для развития в течение холодного пе­риода года инверсионного распределения температуры воздуха в нижней части тропосферы. Оно связано с радиационным вы­холаживанием почв и приземных слоев воздуха и выражается в более низких температурах этих слоев на равнинах и в де­прессиях горного рельефа. Температура воздуха повышается с высотой до некоторого уровня, называемого потолком инвер­сии, который неодинаков для разных районов и меняется при­мерно от 800—1000 до 1200—1600 м (рис. II.4). Выше происхо-

Рис. II.4. Температурные профили нижней тропосферы севера Азии вдоль широты Полярного круга на разной долготе (по материалам Аэроклима­тического атласа..., 1963):

I _ 70° в. д.; 2 — 80° в. д.; 3 — 90° в. д.; 4 — 100° в. д.; 5 — 110°в. д.;

0 ~ 120° б. д.; 7 -т 130° в. д.; 8 — 140° в. д.; 9 — 150° в. д.; 10 —

В. д.; 11 — 170° в. д.; 12 — 180° в. д.

35

дит нормальное понижение температур воздуха с высотой, свойственное районам с океаническим климатом. Таким обра­зом, выделяются нижний инверсионный и верхний нормальный климатические пояса. П. А. Луговой, Е. А. Втюрина и другие считают, что существуют три климатических высотных пояса: нижний — инверсионный, средний (промежуточный) с изотер­мическим по высоте распределением климатических парамет­ров и верхний — нормальный. Средний пояс связывается П. А. Луговым (1970) с наибольшей влажностью и облачно­стью атмосферы, высоким количеством выпадающих осадков, сильной конденсацией влаги и т. д.

Разница между максимальной температурой воздуха у по­толка инверсии и температурой приземного слоя называется глубиной инверсии. В январе по меридиану 80° в. д. эта вели­чина в приполярных районах Западной Сибири составляет 6— 8°С, в Казахстане она уменьшается до 3—5°С, а в горах Средней Азии практически исчезает. В Якутии вдоль меридиа­на 140° в. д., пересекающего самую холодную и высококонти­нентальную область Сибири, глубина инверсии очень велика: на побережье Северного Ледовитого океана она составляет 10—12 °С при потолке инверсии 1,5—2 км; в горах (хр. Сунтар-Хаята) — 16—20°С при потолке инверсии до 2,5—3 км. По широтному профилю через Северную Евразию устойчивая кли­матическая радиационная инверсия начинает проявляться за Уралом и прослеживается на юге до Байкала, а севернее — до восточного склона Охотско-Чукотской горной области, обра­щенного к Тихому океану. В Забайкалье радиационная инвер­сия температур воздуха не имеет регионального развития, а проявляется только орографическая инверсия в межгорных впадинах (Луговой, 1970).

Радиационная инверсия температур воздуха является след­ствием сильного выхолаживания поверхности Земли и приле­гающего к ней слоя тропосферы. Благоприятствуют такому вы­холаживанию антициклональное состояние атмосферы, слабая облачность и сухость воздуха, что связано с недостатком при-вноса в области развития инверсии адвекционного тепла и теп­ла конденсации из более теплых и влажных территорий в ре­зультате блокирования меридионального и частично зональ­ного переноса горами. В результате чего и формируется Азиат­ская область высоких давлений. При инверсии у поверхности создается слой воздуха с наиболее устойчивой термической стратификацией и очень низкой подвижностью. Вертикальные перемещения внутри этого 'слоя и взаимодействие с располо­женными выше слоями сведены здесь к минимуму. Разруша­ется инверсионный слой в результате нагревания (весной) или при вторжении подвижных воздушных масс, вызывающих его турбулентность.

В горных районах проявляется орографическая инверсия, которая в Верхояно-Колымской горной области накладывается

36

на радиационную, а в Забайкалье является основной. Причи­нами орографической инверсии является большая поверхность охлаждения в горах, чем на равнинах, возрастающая с высотой доля отраженной радиации из-за более длительного сущест­вования снега зимой и более высокая затененность днищ узких долин рек по сравнению со склонами, междуречьями и верши­нами. Охлажденный и более тяжелый воздух с вершин и склонов стекает в долины, движется по ним вниз, постепенно заполняя межгорные впадины и крупные долины, проникая по ним на низменности, обрамляющие горы. Например, массы хо­лодного тяжелого воздуха поступают из Верхояно-Чукотской области на южную часть приморских арктических низменно­стей, создавая здесь зимой орографическую климатическую инверсию t_B. При удалении от предгорий инверсия исчезает и сменяется нормальным типом высотной климатической поясно­сти, характерным для зоны восточного арктического переноса.

Инверсионное распределение температур воздуха господст­вует в зимнее время. Летом оно. сохраняется обычно только в ряде внутриконтинентальных горных регионов, где орографи­ческие барьеры блокируют перенос влажных воздушных масс в сторону океанов. При этом глубина летних инверсий темпе­ратур воздуха меньше зимних. На Дальнем Востоке и в За­байкалье, т. е. в регионах, в которые проникают муссонные ветры с востока, летняя инверсия отсутствует. Однако здесь, как и в ряде других областей с циклональной активностью ат­мосферы в летнее время, инверсия температур воздуха может прослеживаться в среднегодовом выводе. Однако ее глубина и значения градиентов повышения температур с высотой в нижнем (инверсионном) климатическом поясе уменьшаются.

Климатическая и геокриологическая поясность в горных об­ластях с континентальным климатом изучены недостаточно вследствие малочисленности, неполноты и сложности получения исходных данных. Большинство метеостанций расположено в долинах (и получаемые данные характерны для них); далеко не на всех ведутся теплобалансовые наблюдения. Вместе с тем климатические характеристики в горах изменяются сложно, часто даже на небольших расстояниях. Получаемые при помо­щи аэрозондов изменения температур с высотой в свободной тропосфере не идентичны изменению температур в приземном слое воздуха. К тому же в днищах долин, на склонах гор, осо­бенно имеющих разную экспозицию, на вершинах гор и между­речьях эти изменения также неодинаковы. Геокриологические наблюдения в горах еще более малочисленны и отрывочны. По­этому представления о связях между климатической и геокрио­логической высотной поясностью разработаны слабо и носят предварительный характер (П.З). В условиях континентально­го климата эти связи сложнее, чем в морском климате с нор­мальной высотной поясностью.

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 (/_пз и /_п). Влияние снега многообразно и сложно. Качественное влия­ние снежного покрова на t_n 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 t_n в летнее время не переходят через 0°С. 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 t_n.

Снег является плохим проводником тепла и поэтому пре­дохраняет осенью и зимой почву от выхолаживания, действуя отепляюще. Коэффициент теплопроводности снега (Лен) 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 0°С). Минимальные плотности и Ясн снежного покрова характерны для внутрикон­тинентальных 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 Я_Сн. В условиях морского климата, где зимой бывают оттепели, снег может иметь большую влажность, плотность и Я_Сн, 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. П.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 Хсы-

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. Широтно (сек-ториально) удельное отепляющее влияние снега (°С/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 приенисейской 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 /_Ср, близких к 0°С (вблизи южной границы мерзлой зоны литосферы); при максимальной конти-нентальности климата (в Средне- и Восточно-Сибирском сек­торах Евразии); при больших влажностях пород слоев сезон­ного промерзания и протаивания. Последнее условие для юга

40

Средней и Восточной Сибири выполняется только в заболочен­ных депрессиях и на низких речных террасах, т. е. локально.

Растительные покровы оказывают разнообразное по величине и направлению воздействие на температурный ре­жим пород. Оно неодинаково проявляется в различных клима­тических зонах и районах, высотных поясах, а также обычно сочетается с влиянием других природных факторов. В настоя­щем разделе будут указаны только наиболее общие законо­мерности влияния различных растительных покровов на темпе­ратуры пород. С позиции воздействия на температурный ре­жим пород растительные покровы обычно разделяют ярусы: напочвенный (мхи, лишайники, травостой); средний (кустар­ники) и верхний (древесная растительность).

Напочвенный ярус по особенностЯхМ воздействия мож­но разделить на мохово-лишайниковые и травяные покровы. Мохово-лишайниковые покровы являются теплоизоляторами, препятствуют летнему прогреву почвы, а зимой уменьшают теплоотдачу с поверхности. Они имеют практически повсемест­ное (интразональное) распространение в области ММП, отсут­ствуя только в зоне полярной пустыни и в нивально-гляциаль-ном поясе гор. В зонах тундры и лесотундры эти растительные покровы превалируют. Обычно они имеют высокую влажность. Их характерной особенностью является существенное измене­ние теплопроводности при смене состояний. Коэффициент теп­лопроводности в талом состоянии невысок и изменяется от 0,1 до 0,7 Вт/м-К и в мерзлом повышается в 1,5—2 раза, дости­гая 1,2—1,4 Вт/м-К. В результате во столько же раз больше способность моховых покровов задерживать летнее тепло, по­ступающее в почву, во сколько отдавать его в атмосферу зи­мой. Слой талого мха мощностью 2—3 см сокращает сумму летних температур в 1,5 раза и более (Павлов, 1984), сильно препятствуя поступлению тепла в грунт. Замерзший моховой покров существенно меньше препятствует теплоотдаче и выхо­лаживанию грунта в зимний период. В результате в целом превалирует охлаждающее воздействие влажных напочвенных покровов на /_п. На торфяниках часто трудно отделить мохо­вой покров от слаборазложившегося торфа. Свойства их близ­ки между собой. Поэтому их влияние на температуры и глуби­ны сезонного оттаивания пород определяются совместно (II.4).

В ряде случаев при большой мощности снега и раннем его выпадении на влажный промерзший мох результирующее влия­ние последнего на температуру пород может быть отепляющим. Такие случаи возможны в регионах с океаническими чертами климата, а главное, с сильным ветровым перераспределением снега, преимущественно на низовых болотах и других отрица­тельных формах рельефа (Север европейской части России^ Западная Сибирь, Камчатка).

Влияния мохово-лишайниковых покровов на отражательную способность поверхности и испарение с нее невелики и разно-

41

направлены. В результате суммарный эффект незначителен. Эти покровы существенно сокращают амплитуды колебаний температур, тем самым уменьшая глубины сезонного оттаива­ния и промерзания пород.

Травяной покров относительно слабо влияет на теплообмен и температурный режим почвы. А. В. Павловым показано, что при его удалении составляющие теплового баланса подстила­ющей поверхности изменяются незначительно, поэтому резуль­тирующее влияние всех покровов на t_n также незначительно и не превышает +1 °С. Незначительным является и сокращение амплитуд колебаний температур под травяными покровами, а следовательно, и их суммарное влияние на глубины сезонно­го промерзания и оттаивания пород. Травяные покровы иног­да способствуют задержанию снега при метелевом переносе, а также уменьшению его плотности и возрастанию теплоизоля­ционных свойств.

Лесная и кустарниковая растительность сложно влияет на теплообмен почвы и атмосферы, поэтому ее воздействие на температурный режим поверхности почвы ме­няется как по величине, так и по знаку. Оба яруса раститель­ности изменяют отражательную способность подстилающей по­верхности, поглощают солнечную энергию, испаряют влагу во всем объеме, создают застой воздуха или, наоборот, турбуле-зуют воздушные потоки. Во многом они, а особенно кустарни­ки, определяют условия снегонакопления и свойства снежного покрова.

Величина воздействия лесной и кустарниковой раститель­ности на теплообмен и температурный режим пород связана с геоботанической зональностью. Сомкнутость крон создает эф­фект затенения, снижающий поток солнечных лучей к поверх­ности почвы и летний прогрев последней. Весной затеняющий эффект даже в лесах, сбрасывающих листья и хвою, приводит к увеличению сроков схода снежного покрова весной. Теплоба-лансовые наблюдения, выполненные А. В. Павловым, показа­ли, что альбедо лесов меньше, чем открытых участков; эффек­тивное излучение лесных и безлесных участков в сумме за год не различается, а годовая сумма радиационного баланса ле­са превышает баланс безлесных участков. С севера на юг уве­личиваются поверхность и объем фитомассы лесов, зависящей от их высоты, густоты и плотности, а также сомкнутость крон (СК) основных его ярусов. С увеличением СК уменьшаются проникновение солнечной радиации к поверхности почвы и тур­булентный теплообмен. В лесотундровой зоне, в редколесной северной тайге и в кустарниках снижение радиации на поверх­ности почвы компенсируется уменьшением турбулентного теп­лообмена. В условиях высокой ветренности, характерной для Восточно-Европейского, Западно-Сибирского и Тихоокеанского регионов, леса и кустарники служат местами скопления мощ­ного и рыхлого снега. В результате t_u и t_cp в лесах выше, чем

42

на безлесных участках. С увеличением СК в южной части та­ежной зоны сокращение прихода радиации бывает столь суще­ственно, что уменьшение турбулентного теплообмена не может его компенсировать. В Западной Сибири вблизи южной грани­цы острова многолетнемерзлых суглинков приурочены к сме­шанным и темнохвойным лесам (СК 0,7—0,8).

Особенно сильно эта закономерность проявляется в усло­виях резко континентального климата с высокой долей прямой радиации, характерного для юга Средней и Восточной Сибири. При слабых ветрах в лесной зоне этих областей, в густых еловых, кедровых и даже в сосновых лесах зимой значитель­ная часть снега задерживается на кронах деревьев, а напоч­венный снежный покров сокращается. В результате /_п значи­тельно понижается по сравнению с безлесными участками. Ча­сто к ним приурочены острова ММП, имеющие, например, широкое распространение на Ангаро-Ленском междуречье и на нижней высотной границе мерзлой зоны гор Средней Азии. Так, в Западном Тянь-Шане острова ММП под густыми ель­никами обнаружены А. П. Горбуновым на высотах порядка 2—2,5 тыс. м при близких к 0°С и даже положительных сред­негодовых температурах воздуха.

II.2. ПРИЧИНЫ И ОСОБЕННОСТИ ШИРОТНОЙ ГЕОКРИОЛОГИЧЕСКОЙ ЗОНАЛЬНОСТИ И СЕКТОРИАЛЬНОСТИ

Геокриологическая зональность прояв­ляется в понижении с юга на север среднегодовых температур пород (t_Cp) (рис. П.6), в увеличении сплошности (уменьшении прерывистости) в распространении с поверхности ММП, со­кращении размеров таликов и изменении их характера (II.5), в тенденции увеличения глубин сезонного промерзания (|_м) и уменьшения глубин сезонного протаивания (g_T) отложений (II—6), а также изменении характера криогенных процессов (III). Все эти показатели обусловлены современными условия­ми теплообмена и отражают современную геокриологическую зональность. Мощности криолитозоны также имеют тенденцию увеличения с юга на север. Однако в связи с разными по дли­тельности периодами их формирования в их распределении на­ходит отражение геокриологическая зональность прошлого. Гео­криологическая зональность, как и другие виды природной зо­нальности, в своей основе обусловлена циркумполярным изме­нением количества приходящей к поверхности Земли солнечной радиации, с которой связаны tm-

Суммарная радиация и радиационный баланс в пределах равнин с юга на север снижаются под влиянием широты и об­лачности довольно монотонно. При этом направленное влияние облачности на уменьшение суммарной и особенно прямой ра­диации характерно для регионов с морским климатом и интен-

43

Рис. II.6. Распространение и среднегодовые температуры пород криолитозоны

России и сопредельных государств (по К. А. Кондратьевой, 1986): 1—14 — среднегодовые температуры пород: 1—11 — субаэральная криолитозона: 1—3 —< южная геокриологическая зона, 1 — спорадическое и редкоостровное рас­пространение (мерзлые породы не превышают 25% площади зоны); 2 — массив­но-островное (25—75%); 3 — прерывистое (75—90%); 4—11 — северная геокрио­логическая зона, сплошное распространение мерзлых пород; 12—14 — криолито­зона арктического шельфа; 15 — южная граница распространения мерзлоты; 16 — граница мерзлотных подзон субаэральных (а) и субмаринных (б); 17 — граница северной и южной геокриологических зон

сивной циклонической деятельностью (см. II.1). Однако разли­чия в особенностях циркуляции атмосферы, в ее влагонасыщен-ности и облачности не изменяют в целом широтного характера распространения суммарной радиации (Алисов, 1969).

Известно, что распределение изотерм породы не связано прямо с величинами приходящей радиации и даже радиацион-но-тепловым балансом подстилающей поверхности. Оно зави­сит от условий теплообмена на поверхности пород, а также от их состава и свойств в слоях сезонного промерзания и оттаива­ния (Общее мерзлотоведение, 1978; Павлов, 1979; Гаврилова, 1981). Между тем именно широтный характер изменения по­ступления солнечной радиации к поверхности Земли — веду-

44

щая причина геокриологической зональности. Обусловлено это следующим. Согласно закону Кирхгофа, тела, не имеющие соб­ственных источников тепла и находящиеся в потоке лучистой энергии в равновесном состоянии, излучают столько энергии, сколько они поглощают. К таким телам могут быть отнесены и приповерхностные горизонты пород, где количество энергии, по­лучаемой от Солнца, примерно на три порядка выше, чем по­ступление внутриземного тепла. В соответствии с законом Сте­фана абсолютная температура абсолютно черного тела (Т) пропорциональна корню четвертой степени из интегрально-

Известно, что реальные природные тела по своей способ­ности к излучению мало отличаются от абсолютно черного те­ла. Таким образом, температура верхних горизонтов пород тем ниже, чем меньше поток приходящей на их поверхность сол­нечной энергии. Последний убывает с увеличением широты местности, и соответственно снижаются излучение и /_Пз-

Уменьшение суммарной радиации зонально с юга на север сопровождается повышением альбедо подстилающей поверхно­сти, которое в годовом цикле возрастает в силу увеличения времени существования снежного покрова (см. табл. II. 1). Вы­сокая отражательная способность снега особенно сильно про­является весной, что приводит к увеличению доли отраженной и уменьшению доли поглощенной и трансформированной в тепло лучистой энергии. Возрастают затраты тепла на таяние снега. Следствием этих изменений являются дополнительное пони­жение t_Cp к северу, увеличение площади распространения, со­кращение размеров таликов (см. П.4), уменьшение глубин се­зонного оттаивания пород и т. д.

Геокриологическая секториальность. Рассмот­рение положения южной границы распространения ММП и об­щих тенденций изменения их температур в пределах Северной Евразии показывает, что современная геокриологическая зо­нальность по-разному проявляется в пределах крупных регио­нов. По положению южной границы распространения много­мерзлых пород и другим геокриологическим особенностям вы-ляются Восточно-Европейский, Западно-Сибирский, Средне-Сибирский, Восточно-Сибирский и Тихоокеанский регионы •— сектора. Последний включает Камчатку, Восточную Чукотку (Корякию) и полосу вдоль побережья Охотского моря. Менее контрастно меняется положение южной границы мерзлоты в Северной Америке. Последняя смещена к югу больше в цент­ральной части континента по сравнению с западной и восточ­ной окраинами. Причины этих различий лежат в характере климата, важные черты которого в Северной Евразии меняются, во-первых, по мере удаления от Атлантического океана на во­сток, что обусловлено западным широтным переносом, во-вто-

45

рых, особенностями меридиональной циркуляции (см. II.1). В целом в этом направлении уменьшается океаничность клима­та и увеличивается его континентальность. Океанические или континентальные черты климата крупных регионов северного полушария обусловливают различия в проявлении в их преде­лах геокриологической зональности. В результате выделяются геокриологические сектора, в пределах которых неодинаковы широтное положение южной границы ММП, занятая ими тер­ритория, зональные изменения показателей геокриологических условий (в первую очередь t_cv) (табл. II.2). При сравнении гео­криологических условий секторов прослеживается закономер­ное изменение типов сезонного оттаивания и промерзания от­ложений по континентальное™ (II.6), некоторых криогенных процессов и явлений (например, криогенного трещинообразова-ния и развития полигонально-жильных структур). Геокриоло­гическая секториальность связана с особенностями океанических и континентальных климатов в пределах субарктических и умеренных климатических поясов (см. П.1). Основной причи­ной различий в теплообмене на поверхности Земли и формиро­вании температурного режима пород в условиях океанического и континентального климатов является оранжерейный (парни­ковый) эффект (Общее мерзлотоведение, 1978). Приходящий к поверхности Земли поток солнечной радиации имеет максимум в области коротковолновой ультрафиолетовой части спектра. Коротковолновое излучение легче проходит через насыщенную парами воды атмосферу по сравнению с длинноволновым (ин­фракрасным) излучением. Последнее в большей степени отра­жается от поверхности облаков и существенно рассеивается в атмосфере, нагревая ее. В этом основная причина увеличения доли рассеянной радиации и уменьшения прямой в суммарной солнечной радиации в условиях океанических климатов с высо­кой влажностью атмосферы и большой облачностью по сравне­нию с климатами внутриконтинентальных районов.

Поток лучистой энергии, достигающий поверхности Земли, частично отражается, частично идет на ее нагревание. В ре­зультате поверхность Земли начинает излучать энергию, ко­торая уже имеет максимум в области длинноволновой инфра­красной части спектра. Часть противопотока лучистой энер­гии уходит в мировое пространство, другая часть идет на пря­мой нагрев атмосферы. При этом значительная доля лучистой энергии, лежащая в длинноволновой части спектра, много­кратно отражается от облаков и в плотных, насыщенных во­дой и углекислым газом слоях атмосферы, способствуя в ито­ге их нагреванию и повышению температуры приземных слоев атмосферы и поверхности Земли. В результате в приземной части атмосферы как бы происходит сгущение энергии, идущей на повышение средней температуры воздуха и поверхности Земли (Общее мерзлотоведение, 1978). В условиях высокой увлажненности значительная часть тепла тратится на фазовые

46

Таблица Н.2