Энергообмен на земной поверхности, роль структуры радиационно-теплового баланса в формировании температуры горных пород. Широтная зональность и высотная поясность геокриологических условий.

Основным источником энергии для протекания многих процессов на повер­хности Земли и для формирования температурного поля верхней части земной коры является поступление лучистой энергии от Солнца.

Температурный ре­жим, формирующийся на этой поверхности, определяет динами­ку температурного поля верхней части литосферы, а также суще­ственно влияет на температуру приземного слоя воздуха. Выявить эту динамику можно, составив балансовые соотношения прихо­дящей и уходящей от этой поверхности энергии.

Часть поступающей к поверхности Земли радиации отражается от нее, а оставшаяся часть поглощается. Отношение отраженной части радиации ко всей приходящей радиации представляет собой альбедо а поверхности. Погло­щенная земной поверхностью коротковолновая солнечная радиа­ция, таким образом, может быть представлена в следующем виде: Часть энергии, излучаемой атмосферой и поглощаемой поверхностью Земли, обозначается приходная часть баланса затрачивается на поддержание температуры на поверхности Зем­ли, существенно отличной от 0 К. Поэтому к основным расход­ным статьям радиационно-теплового баланса поверхности Земли относится, в первую очередь, количество длинноволновой лучи­стой энергии, которую Земля, как нагретое тело, теряет во внеш­нее пространство Разность между в климатологии неред­ко именуется как длинноволновое эффективное излучение поверхно­сти Земли Разность между поглощаемой коротковолновой радиацией и длинноволновым эффективным излучением Земли называется радиационным балансом подстилающей поверхности R.

К другим наиболее существенным и наиболее изученным про­цессам относятся испарение (конденсация) с поверхности ( — произведение скрытой теплоты испарения—конденсации на ко­личество испаряемой или конденсируемой влаги), турбулентный теплообмен поверхности с окружающим воздухом и теплопотоки в грунт В зимний период теплопотоки в грунте B направлены к поверхности и должны быть отнесены к приходной части баланса. Это часто относится и к турбулентному теплообме­ну р. Таким образом, структура теплового или радиационно-теп­лового баланса на поверхности Земли существенно зависит от временного интервала, для которого этот баланс составлен.

Принято записывать уравнение радиационно-теплового баланса в таком виде, в котором группирование членов производится не по принадлежности их к приходной или расход­ной части, а по способу теплообмена: в одну часть записываются составляющие лучистого теплообмена, в другую — составляющие, связанные с конвективным и кондуктивным механизмом перено­са тепла

(10.2)

где левая часть носит название радиационного баланса, а правая — теплового баланса.

Широтная климатическая зональность обус­ловлена широтно-зональным поступлением лучистой энергии Солнца на дневную поверхность и преимущественно зональной циркуляцией атмосферы, отражающей теплообмен между поляр­ными и тропическими областями Земли.

Широтно-зональные закономерности в распределении солнеч­ной радиации и общей циркуляции атмосферы определяют ши­ротную дифференциацию радиационного итеплового баланса Земли, среднегодовой температуры воздуха и других элементов климата, а также ландшафтов. Геокриологическая зональность проявляется в понижении с юга на север среднегодовых температур воздуха и пород, в увеличе­нии сплошности распространения мерзлых пород, залегающих с поверхности; в сокращении количества и размера таликов и изме­нении их генезиса; в тенденции к сокращению глубин сезонного оттаивания и увеличению глубин сезонного промерзания пород; в изменении типов и масштаба проявления мерзлотно-геологических процессов и образований.

Выраженность зональных изменений в распространении многолетнемерзлых пород и их среднегодовых температурах возраста­ет в северном направлении. Это связано с повышением альбедо к северу в связи с увеличением времени существования снежного покрова и возрастанием затрат тепла на таяние снега и льда.

Климатическая секториальность видоизменяет широт­ную геокриологическую зональность. Ее проявление связано с цир­куляцией возуха, которая в свою очередь определяется тремя при­чинами: 1) преобладанием в верхней тропосфере почти для всей планеты западных ветров; 2) неоднородностью в распределении на поверхности Земли океанов и континентов; 3) существовани­ем высоких горных хребтов, являющихся преградой на пути воз­душных потоков.

Со степенью континентальности (океаничности) климата тес­но связано формирование и распространение многолетнемерзлых пород, их температурный режим и другие мерзлотные характери­стики.

Вертикальная климатическая поясность в горных мас­сивах проявляется в понижении с высотой температур воздуха, в увеличении количества атмосферных осадков, в удлинении сезо­на промерзания пород и залегания снежного покрова.Климати­ческая и геокриологическая вертикальная поясность существуют на фоне широтной климатической и геокриологической зональ­ности.

В настоящее время считается, что существуют два основных типа геокриологической поясности — океанический и континенталь­ный. В горных массивах с океаническим типом климата (океани­ческий тип поясности) температура воздуха и пород понижается с увеличением высоты. С высотой увеличивается сплошность рас­пространения мерзлых толщ и их мощность, уменьшаются коли­чество и площадь таликов, глубин сезонного оттаивания пород. В горах арктических и субарктических широт многолетнемерзлые породы распространены от подножий гор до их вершин, в уме­ренных широтах вне криолитозоны — преимущественно в верх­них частях гор.

В областях континентального типа климата вследствие мощных зимних температурных инверсий тепловое поле тропосферы и приземного воздуха приобретает трехслойную структуру: нижний слой — инверсионный средний — самый теплый — характеризу­ется изотермией, а в верхнем температура понижается с повыше­нием рельефа.