Файл: Общее мерзлотоведение..pdf

Т а б л и ц а 14

Величины составляющих уравнения теплового баланса поверхности (ккал/м2 • ч)

вития мерзлой зоны занимает территорию, где средняя годовая величина баланса меньше 30—35 ккал/м2-ч. Как видим, между аккумулированной солнечной энергией и температурой горных пород существует прямая связь.

Внутриземной поток тепла оказывается в 1000 раз меньше величины радиационного баланса. Это означает, что последний практически полностью расходуется в процессах испарения с по­ верхности и теплообмена с атмосферой. Затраты тепла на испаре­ ние составляют 50—70% радиационного баланса (табл. 14).

В течение года соотношение между составляющими уравнения

личина теплового потока больше, чем за ее пределами. Это свя­ зано с поглощением большого количества тепла, расходуемого на протаивание мерзлых пород в летний период. Около 20—30% тепла затрачивается на нагревание атмосферы поверхностью Земли.

В январе радиационный баланс отрицателен. Собственное излучение Земли превышает приход солнечной радиации. Земля излучает то количество тепла, которое отдают нагретые за лето атмосфера и верхний слой горных пород. Тепловой поток направ­ лен из глубины недр к поверхности, а турбулентный теплообмен имеет отрицательный знак, т. е. направлен тоже к поверхности. Испарение зимой не играет существенной роли в тепловом балансе

поверхности Земли.

В среднем за год все элементы теплового баланса имеют четко выраженную тенденцию уменьшения с ростом [широты, кроме теплового потока, который с некоторыми отклонениями равен внутриземяому потоку тепла. Такая широтная зависимость обуслов-

103

лена не столько абсолютными значениями самих составляющих теплового баланса зимой или летом, сколько относительной про­ должительностью теплого и холодного сезонов. Увеличение продолжительности летнего сезона к югу и определяет наблюдае­ мую картину.

В годовом цикле теплообмена, несмотря на положительные значения радиационного баланса, горные породы не аккумули­ руют солнечное тепло. Все тепло, полученное ими в теплый сезон года, полностью отдается в холодный сезон. В результате полный энергетический баланс земной поверхности близок к нулю везде: и вблизи полюса, и вблизи экватора. Отсюда ясно, что темпера­ тура земной поверхности и самого верхнего слоя пород не зави­ сит от потока тепла в горные породы или горных пород, а опреде­ ляется абсолютными величинами различного рода взаимодейст­ вующих и взаимопревращающихся видов энергии на поверхности, основными из которых являются компоненты теплового баланса. Чем больше абсолютные значения природных и расходных со­ ставляющих теплового баланса, тем выше температура поверх­ ности и верхнего слоя горных пород. В таком случае говорят, что температура поверхности тем выше, чем выше уровень теплооб­ мена.

В современных условиях при средних годовых значениях ра­ диационного баланса, меньших 30—35 ккал/м2-ч, тепловые про­ цессы на поверхности протекают при отрицательной температуре. Летом радиационный баланс всюду намного выше, поэтому по­ верхность имеет высокую положительную температуру. Зимние температуры в основном определяются знаком радиационного

101

феры над ней вызывает перемещение воздушных масс в гори­ зонтальном направлении— адвекцию. Адвекция холода со сто­ роны Северного Ледовитого океана в теплый период значитель­ но понижает температуру высокоширотных областей северного полушария. С другой стороны, побережья морей, свободные ото льда весь год или часть года, благодаря адвекции зимой намного теплее континентальных районов, что видно из табл. 15 [4].

Влияние адвекции на открытых побережьях, а именно таковы побережья северных морей Советского Союза, распространяется на большие расстояния.

До сих пор мы рассматривали факторы планетарного порядка, обусловленные особенностями климата и играющие важнейшую роль в формировании температуры земной поверхности. Но земная поверхность неоднородна по составу и свойствам как в пространстве, так и во времени*. Аккумуляция тепла и интен­ сивность тепло- и влагообмена земной поверхности с атмосферой зависят от ее свойств и, в свою очередь, меняют их.

Различные типы поверхности, характеризующиеся опреде­ ленным комплексом почвенных, геологических и географических условий при одинаковом климате, могут иметь разные темпера­ туры. Можно сказать, что земная поверхность активно участвует в формировании своей температуры. Такие характеристики по­ верхности, как наклон и экспозиция, состав почвы и влажность, снежный и напочвенный покровы, растительность, способны уве­ личивать или уменьшать ее температуру на несколько градусов. Если же перейти к рассмотрению температуры поверхности поч­ вы, то влияние этих факторов окажется еще более сильным.

Горные породы, почва, снег, мох характеризуются определен­ ными теплофизическнми свойствами — теплопроводностью, тем­ пературопроводностью и теплоемкостью

Коэффициент теплопроводности равен количеству тепла, пе­ реносимого через единицу поверхности за единицу времени, при градиенте температуры, равном единице. Коэффициент тем­ пературопроводности определяет скорость изменения темпера­ туры среды. Теплоемкость характеризуется количеством тепла, поглощенного или выделенного телом при изменении его темпе­ ратуры на 1°. Все коэффициенты связаны между собой равенством

X — асу,

где X—коэффициент теплопроводности, ккал/м2-ч-град: а—коэф­ фициент температуропроводности, м2/ч; с — удельная теплоем­ кость, ккал/кг• град.; у —объемный вес, кг/м3.

* Здесь и далее под земной поверхностью понимается подстилающая поверхность, т. е. поверхность земли, почвы, растительности, снега, воды, льда, взаимодействующая с атмосферой в процессе теплообмена и влагооб­ мена. Например, при отсутствии растительности и снега она совпадает с по­ верхностью почвы л т. п. (прим. ред.).

Ш

Т а б л и ц а 16

Влияние снежного покрова на температуру поверхности почвы (Западная Якутия)

Теплофизические свойства почв, напочвенных покровов и гор­ ных пород могут меняться в широких пределах. Кристаллические и плотные осадочные породы обладают наибольшей тепло- и тем­ пературопроводностью, рыхлые породы и почвы слаботеплопро­ водны, а мох, торф и снег относятся к теплоизоляционным вещест­ вам.

Особенно сильное влияние па температуру поверхности почвы оказывает снежный покров (табл. 16).

Температура поверхности почвы зимой оказывается на 20—25 0 выше температуры поверхности снега. Отепляющее влияние снега проявляется в течение всего холодного периода, за исключением последних весенних месяцев, когда радиационный баланс стано­ вится большим, а снег, отражая 80—90% солнечной радиации, начинает препятствовать нагреванию поверхности. Теплопровод­

иго теплозащитное влияние велико. Наоборот, в районах с зимними метелями и пургой снег сильно уплотняется и в меньшей мере предохраняет поверхность почвы от охлаждения. Благодаря снежному покрову средняя годовая температура поверхности почвы сохраняет положительные значения даже при средней го­ довой температуре поверхности земли (зимой — это поверхность снега), достигающей минус 5—6°. Распространение мерзлых гор­ ных пород далеко на юг в Забайкалье и Монголии в значительной степени связано с малой высотой снежного покрова (меньше 15—■ 20 см). С другой стороны, в бассейне Енисея отсутствуют мерзлые породы вплоть до широты 62 °. Высота снежного покрова в этом районе превышает 80 см, а средняя годовая температура воздуха более чем на 1° С ниже по сравнению с Забайкальем.

Наряду со снегом высокими теплоизоляционными свойствами ооладают такие напочвенные покровы, как мох и торф. В сухом состоянии их коэффициент теплопроводности даже ниже, чем

106