44

2.2.1.Зона древнего оледенения

Реконструкция климата от карбона до юры Л.И.Сверловой (1972), М.В.Синицина (1980), М.К.Гавриловой (1998) показали, что на протяжении 100 млн. лет климат в Сибири был почти тропическим. Средняя годовая температура воздуха составляла тогда 22-24°С, осадков выпадало 1500-2000 мм в год и более. Естественно, что в то время не было не только вечной мерзлоты, но даже и сезонного промерзания горных пород, поскольку температуры в течение всего года были положительными. При таких климатических условиях преобладали переувлажненные и равномерноувлажненные ландшафты с тропическим лесом и озерными пространствами.

Как показали палиоклиматические исследования Л.И.Сверловой (1972) оледенение полюсов и появление многолетней мерзлоты в течение 600 млн. лет были неоднократно. Наиболее сильным были оледенения 500-480, 340320, 180-160, 100-80 млн. лет назад. Самым значительным было оледенение 10 млн. лет назад.

Начиная с юры (рис. 2.1), 160 млн. лет тому назад, началось похолодание. Сначала здесь был теплоумеренный климат примерно в течение 170 млн. лет (юра, мел, палеоген). Средняя температура воздуха за год составляла 15°С, количество осадков 1000-1500 мм. Вечной мерзлоты и сезонного промерзания не было.

Рис. 2.1. Реконструкция температурных аномалий Земли за период 0 – 600 млн. лет до н.в. (Л.И.Сверлова): 1 – температурные аномалии приземных слоев атмосферы в С.

45

Втаких климатических условиях преобладали влаголюбивые широколиственные и теплолюбивые хвойные леса (секвойя, таксодиум, зонтичная сосна и др.). Переход от мезозоя к кайнозою в ландшафтно-климатическом отношении не был резко выражен.

Впоследующем, начиная с позднего палеогена (90 млн. лет назад), главным образом в средине олигоцена, т.е. примерно 30 млн. лет тому назад, климатические условия стали заметно ухудшаться. Средняя годовая температура воздуха в течение последующих лет (до четвертичного периода) снизилась с 1215°С в эоцене до 4-5°С и ниже в позднем плиоцене, а количество осадков соответственно снизились с 1400 до 600 мм/год. Вечная мерзлота еще не сформировалась, так как средние годовые температуры были положительными.

Начиная с позднего миоцена, т.е. 10-12 млн. лет тому назад, началось сезонное промерзание горных пород. Температура воздуха в самый холодный месяц в это время на севере Якутии была в среднем -2°С, в Центральной Якутии -1°С, а в Южной (район Витима) -0,5°С. В позднем плиоцене температура зимой понизилась на юге до -7°С, в Центральной Якутии – до -12°С, а на севере – до -18°С. Характерно, что средняя температура воздуха в наиболее теплые месяцы в это время снизилась до 16-20°С, т.е. была уже такой, как и в наши дни. Однако средние годовые температуры оставались еще положительньми.

Климат от теплоумеренного в среднем палеогене сменился на умеренный в позднем. В раннем и позднем неогене он стал ослабленноумеренным. В это время появился и снежный покров, способствовавший дальнейшему выхолаживанию воздуха. Усилилась континентальность климата и его сезонность. Исчезли вечнозеленые леса, появилась хвойная тайга.

Наиболее сложные климатические изменения произошли в четвертичный период (последние 1-2 млн. лет). Это время отличалось большой скоростью протекания и контрастностью всех природных процессов. Климатические эпохи стали короче, а амплитуда в них больше. В связи с резким похолоданием, местами получили развитие покровные ледники. Относительно длительные оледенения сменялись короткими межледниковьями. Особенно сильному охлаждению подверглись территории

46

высоких и средних широт. За 1 млн. лет средняя температура воздуха в Якутии в самые холодные месяцы снизилась в среднем до -30 С, -45°С, а среднегодовые понизились до -6 С, -11°С это послужило причиной появления многолетней мерзлоты. С начала промерзания до наших дней в Северной Якутии промерзло 500700 м горных пород, в Центральной Якутии – 250-350 м. Возраст «вечной мерзлоты», дошедшей до нас, мы оцениваем так: в Северной Якутии – 2 млн. лет, в Центральной Якутии – 1 млн.лет, в Южной Якутии – 0,5 млн. лет (М.К.Гаврилова, 1998).

Непрерывные колебания климата происходили и в четвертичное время. В этот период наступило такое похолодание, которое привело к оледенению, вышедшему за пределы азиатской Арктики и охватившему всю Сибирь. В последнее время исследователи склоняются к тому, что последовательность и характер главных оледенении в Сибири примерно соответствует европейским. Однако из-за большей сухости климата масштабы оледенения здесь были меньше, чем в Европе. Наиболее крупным оледенением в Сибири считается Самаровское, совпадающее по времени с днепровским (средний плейстоцен). СартанскоЗырянское оледенение, меньшее по размеру, соответствует Валдайскому. Палеогеографические данные показывают, что наибольшее похолодание в Сибири также произошло в верхнем плейстоцене. При этом климат (низкие температуры и сухой воздух) был более суровым, чем сейчас. Покровное оледенение в это время было сравнительно небольшим.

Относительно времени возникновения вечной мерзлоты в Сибири существуют разные мнения. Одни исследователи считают, что она появилась в конце третичного периода, вторые – в нижнем плейстоцене, третьи – в более позднее время.

Часто наибольшее распространение вечной мерзлоты в Сибири также связывают с наиболее крупным покровным оледенением (Самаровским). В действительности же, максимальное промерзание в Сибири связано с более поздним, Сартанско-Зырянским, оледенением, которое соответствовало и климатическому минимуму. Однако допускается, что существовало, по крайней мере, два этапа многолетнего промерзания горных пород: относительно слабое от начала

47

плейстоцена до Казанцевского межледниковья и более сильное – в верхнем плейстоцене.

Около 10 тыс. лет тому назад началось заметное потепление. Голоценовый оптимум температур отмечен 5-4 тыс. лет назад, когда вечная мерзлота в ряде регионов отступила. Особенно это было ощутимо в Западной Сибири, хотя и в меньшей степени, чем в Европе.

Изменения природы 2-1,5 млн. лет назад наиболее значительными были в северном полушарии. Эти изменения четко выявляются в стратиграфических разрезах материков северного полушария.

Стратиграфические исследования палеокриолитогенеза

(минералогический, почвенно-геохимический и др.); 5) изотопные методы (абсолютные датировки возраста, палеотемпературы); 6) палеомагнитный метод. Изучение перигляциальных районов плейстоцена позволило сделать один из важнейших выводов. В перигляциальной обстановке происходило образование льда (в виде мерзлотных жил в грунте). В связи с этим образовалось не только наземное, но и подземное оледенение. Площади распространения наземного и подземного оледенении частично дополняли друг друга, что особенно хорошо выражено на территории России (рис. 2.2).

По оценке академика РАН К.К.Маркова (1967) древнее наземное оледенение Земли превосходило современное в три раза почти исключительно за счет его увеличения в Северном полушарии. В Северном полушарии площадь древнего наземного оледенения превышала площадь современного оледенения в тринадцать раз. В Южном полушарии соотношения остались более или менее неизменными. В ледниковые эпохи площадь льдов увеличивалась не только на материках, но и на океанах (площадь плавучих льдов).

49

Рис. 2.3. Распространение многолетнемерзлых пород В России (П.Я. Баранов, 1956). Обозначения ( в метрах - м): (- 400) – максимальная мощность многолетнемерзлых пород,

(…) - граница многолетней мерзлоты, (…-…)- граница зоны частых перелетков.

50

Развитию древнего оледенения в Северной Америке способствовал еще и характер простирания хребтов. Северная Америка открыта для поступления тропической влаги с юга, с Мексиканского залива, в то время как Евразия отделена от Индийского океана высочайшим горным поясом Земли.

Наиболее детальную картину распределения многолетнемерзлых горных пород на территории России и стран СНГ в 1956г. представил П.Я.Баранов (рис. 2.3).

Общий объем подземного льда составляет 0,5 млн. км3, т.е. 2% общего объема льда на Земном шаре. Следует отметить, что вода, замерзающая в трещинах горных пород, действует, как клин, разрывающий породу с силой до 140 кг/см2.

Среди современных ледников гляциологи различают два типа

– материковые покровы, или щиты, и горные ледники. Наиболее крупные современные материковые ледниковые покровы расположены в Антарктиде и Гренландии. В некоторых их районах толщина льда превышает 3200 м. На вершинах высоких гор и горных хребтов ледники являются составной частью горных снегов. Высота снеговой линии зависит от количества осадков. В Пиринеях она составляет 2800 м, на Кавказе – 2900-3500 м, в горах Тянь-Шаня – 3500-4500 м. Наиболее распространены ледники скандинавского типа (плоские вершины, небольшие языки) и альпийского типа (долинные, заполняющие речные долины, и висячие языки, характерные для высоких гор).

2.2.2. Зона современного оледенения

Существующее в настоящее время наличие многолетнемерзлых грунтов является результатом того, что среднегодовые температуры в регионах их залегания имеют отрицательные значения. Например, в Якутске среднегодовая температура равняется –8°С и, как следствие её поддержания на этом уровне в течение многих веков, толщина многолетнемерзлых грунтов под городом весьма значительна (равняется 300 м).

В верхней части многолетнемерзлых грунтов выделяют два наиболее важных слоя. Первый – толщиной 0,5-4 м, а в среднем 2,5 м от поверхности – деятельный слой, оттаивающий в течение

51

летнего периода. В густом лесу, под мхом, это может быть 0,5 м, а на открытом со всех сторон бугре – до 4 м. Например, под полог леса тепла проникает в 2,5 раза меньше, чем на открытом пространстве. Второй слой имеет толщину 15-18 м от поверхности. Его нижняя граница называется зоной «годовых нулевых амплитуд».

Изучению многолетней мерзлоты посвятили свои работы многие исследователи Канады, Сибири и Дальнего Востока. Большой вклад в изучении вечной мерзлоты внесли работы М.И.Сумгина (1927), В.Ю.Визе (1927), Г.Н.Витвицкого (1953),

М.К.Гавриловой (1974, 1978, 1998) Т.Жанг (1998) и других.

На территории России вечная мерзлота занимает огромные пространства Сибири, Дальнего Востока и Заполярья, составляющие 56% всей площади России. В Восточной Сибири в ряде районов вечная мерзлота наблюдается до 50° с.ш., и её южная граница примерно совпадает с изотермой среднегодовой температуры –2°. Обширные районы охвачены вечной мерзлотой и в Северной Америке.

Вечная мерзлота залегает как непрерывно по вертикали от нижней границы активного слоя почвы до некоторой глубины, так и в виде слоев, перемежающихся слоями талой почвы. Мощность вечной мерзлоты, т.е. расстояние между верхней и нижней её границами, колеблется в широких пределах – от 1-2 м до нескольких десятков и даже сотен метров. Например, в Амдерме мощность вечной мерзлоты составляет 274 м, в Якутске

– более 220 м, а вблизи южной границы области вечной мерзлоты (на ст. Тайшет и у оз. Кизи) – 1-2 м и меньше.

Вечная мерзлота характерна для территории, где среднегодовая температура воздуха ниже 0 С, зимой температура воздуха понижается до (ниже -25, -30°, а временами -50 С, а то и -60°С, отмечается длительное залегание снежного покрова (7-9 месяцев) и продолжительный ледостав рек (6-8 месяцев).

Под многолетнемерзлыми породами (ММП) в настоящее время понимаются такие породы (почвы, грунты), которые в течение длительного времени (трех и более лет) имеют отрицательную температуру и в которых вода обычно находится в твердой фазе.

52

Основными факторами, влияющими на глубину залегания верхней границы вечной мерзлоты, являются величина радиационного и теплового балансов, а также снежный покров и теплопроводность почвы. Наличие мощного снежного покрова приводит к повышению температуры почвы и, следовательно, к понижению верхней границы слоя вечной мерзлоты. Увеличение теплопроводности почвы также приводит к понижению верхней границы слоя вечной мерзлоты. Наоборот, понижение теплопроводности связано с повышением верхней границы слоя вечной мерзлоты.

Значительное влияние на глубину залегания вечной мерзлоты оказывает наличие растительного покрова. Например, в тенистых лиственных и густых кустарниках вечная мерзлота располагается выше, чем в степи или редком лесу.

Наличие вечной мерзлоты при достаточно глубоком оттаивании почвы (порядка 1 м) в летний период сдерживает возделыванию многих сельскохозяйственных культур и вызывает значительные затруднения при проведении строительных работ вследствие образования так называемых бугров и наледей. Такие особенности строения почвы появляются, когда слой сильно увлажненной почвы, оттаявшей летом, при его осеннем замерзании оказывается между двумя слоями льда под сильным давлением, в результате чего верхний слой льда деформируется и иногда ломается.

Изменяя характер и состояние верхнего слоя почвы, можно искусственно воздействовать на глубину сезонного оттаивания вечной мерзлоты летом. Так, снятие травяного (мохового) покрова, удаление растительности, способствуют более раннему сходу снежного покрова и оттаиванию почвы. Длительность и суровость зим способствуют сохранению слоя вечной мерзлоты и в настоящее время.

Лед в мерзлых породах может быть различен: от больших глыб-массивов до микроскопического состояния. Важна цементирующая его роль, что придает прочность мерзлым породам. В мерзлых в целом горных породах может встречаться и не замерзшая вода.

53

Мерзлота занимает почти половину бывшей территории

СССР или 2/3 России, половину Канады, 3/4 Аляски, 1/3 Монголии,

1/4 Китая.

Встречается она и в горах умеренных и южных широт: в Европе (Пиренеи, Альпы, Кавказ), в Азии (Тянь-Шань, Тибет, Гималаи, Фудзияма), в Африке (Кения), в Южной Америке (Кордильеры). Пятна мерзлоты появляются и на южных океанических островах, а также в Антарктиде.

По характеру распространения ММП выделяют сплошную (95-100%), преимущественно сплошную (85-95%), прерывистую (70-85%), массивно-островную (50-70%), островную (30-50%), редкоостровную (10-30%) и спорадическую (менее 10%) криолитозоны. Могут быть также перелетки (мерзлота одного года) и реликтовые ММП (мерзлота прошлых климатов).

Область прерывистой криолитозоны в России относительно узкая, как бы окаймляющая область распространения сплошной мерзлоты. В горах умеренных широт в Альпах, на Кавказе, в Тянь-Шане, Тибете, Гималаях, Северной Америке она является преобладающей.

Южнее прерывистой криолитозоны, или при более теплом климате, многолетняя мерзлота встречается местами, т.е. островами (север Европы, Западная Сибирь, Канада, предгорья горных районов в умеренных широтах северного полушария, горы Южной Америки, южные океанические острова).

Южнее островной криолитозоны распространены области глубокого и обычного сезонного промерзания горных пород, иногда в сочетании со спорадической мерзлотой и перелетками, охватывающие почти всю Европу, южную половину Западной Сибири, Северный Казахстан и все остальные регионы азиатской России, не занятые вечной мерзлотой. В Монголии 1/3 территории подвержена многолетнему промерзанию, а 2/3 – сезонному; в Китае 1/4 часть площади занимает многолетняя мерзлота, а 2/4 – сезонное промерзание.

Наибольшая зафиксированная мощность криолитозоны по вертикали составляет 1500 м. Она отмечена в северной части бассейна Вилюя (Мархинская скважина). При этом собственно ММП составляют около 600 м, а ниже идет зона просто отрицательных температур. Криолитозоны толщиной в 1000 м

54

предполагаются в арктической части Канады и в других местах, преимущественно в горах на больших высотах.

На всех этапах хозяйственного освоения северных территорий важно знать и предвидеть возможные мерзлотные явления, с целью устранения или максимального снижения их отрицательного эффекта.

Но и там под крупными водоемами и в местах усиленной циркуляции подземных вод можно встретить участки со сквозным протаиванием. Такие участки сокращенно называют «таликами».

Вмежгорных депрессиях мощность мерзлых слоев, не протаивающих летом – «перелетков» различна: от 1,5м – на пылеватых суглинистых грунтах, до 5-10м – на заболоченных, сильно заторфованных участках.

Висследованиях М.И. Сумгина (1928), Б.Н. Достовалова, В.А. Кудрявцева (1967) отмечалось, что южную границу многолетней мерзлоты следует определять по среднему положению нулевой геоизотермы. Однако, её определение в верхнем 5-10 метровом слое требует больших затрат, так как связано с инженерно-геологическими изысканиями, проведением буровых работ и наблюдениями за температурным режимом почво-грунтов.

2.2.3. Зона сезонного промерзания грунтов

Для всех регионов холодного климата, будь то арктические, субарктические, северные, высокогорные и т.д. – характерны суровые ландшафты: ледяные пустыни, тундры, лесотундры, светлохвойные, темнохвойные и мелколиственные леса; морские, покровные и подземные льды; многолетнее или глубокое сезонное промерзание горных пород.

Тепло, аккумулированное почвой в летнее время, к зиме с уменьшением притока солнечной радиации отдается атмосфере. Зимой температура почвы в условиях умеренного и арктического пояса опускается ниже 0°С – она промерзает до некоторой глубины. Такое промерзание почвы в зимний период называют сезонным, так как весной оно исчезает.

Процесс формирования сезонного промерзания и оттаивания почвы оказывается весьма сложным и зависит от многих условий.

55

Глубина промерзания, различная в разных районах, не только определяется продолжительностью морозного периода и степенью понижения температуры ниже нуля, но также зависит от характера почвы, её влажности, степени покрытия её растительностью, высоты снежного покрова. Разнообразное сочетание этих условий, действующих всегда в комплексе, и определяет большие различия в развитии этого явления в разных районах.

Характер сезонного протаивания почво-грунтов летом в Центральной Якутии и глубокого сезонного промерзания почв в Приамурье и Приморье представлены на рис. 2.4. На Сахалине многолетняя мерзлота отсутствует, но диапазон сезонного промерзания грунтов на юге и севере острова исключительно велик. На юге, в Южно-Сахалинске, почвы промерзают на 4060 см, а на севере (в Охе) – до 180-220 см. На юге утепляющим слоем для почвы зимой являются мощные слои снежного покрова до 150 см и более высокие температуры воздуха. Здесь, несомненно, оказывает существенное влияние теплое течение Куро-Сио.

Кроме того, глубина промерзания почвы зависит от характера растительного покрова и содержания почво-грунтов. Например, за зиму болота промерзают на меньшую глубину (до 50 см), чем сухие участки, торфяные почвы меньше, чем луговые (до 90 см), а последние еще меньше, чем черноземно-луговые (130-185 см) при равных условиях термического режима воздуха.

Промерзание обычно больше на оголенных местах, чем на участках, покрытых растительностью, особенно в лесу. Промерзание в лесу зависит от состава насаждений, их возраста, густоты и т.д.

Глубина промерзания почвы зависит также от характера рельефа, в частности, на возвышенных местах она больше, а на пониженных меньше, чем на ровной поверхности. На глубину промерзания оказывает влияние осушение заболоченных мест, вырубка леса, распашка земли. При прочих одинаковых условиях проведение таких мероприятий увеличивает глубину промерзания. В связи с этим географическое распределение глубины промерзания очень сложно. Как правило, промерзание

56

больше на севере, чем на юге, больше на оголенных поверхностях (степные районы) и при наличии малого снежного покрова.

В пределах Европейской территории России и Казахстана глубина промерзания особенно значительна (около 2,5 м) в Восточном Казахстане (на 50° с.ш.), в районе Черного Иртыша и оз. Зайсан.

Рис.2.4. Оттаивание почвы летом в районах многолетней мерзлоты. Центральная Якутия – ГМС: А-Покровск, Б-Сантар. Сезонное промерзание почвы зимой в Приамурье: В-3ея (Амурская область); Г-Вяземский (Хабаровский край).

Почвы, подстилаемые слоем грунта, не протаивающего летом, относятся к «холодным». Выращивание на них сельскохозяйственных культур требует особого ухода и дополнительных затрат на тепловую мелиорацию: более раннее

57

удаление снежного покрова с полей, ориентация гряд под прямым углом к югу, использование пленочных покрытий в ранневесенний период и борьба с заморозками.

Вбольшинстве других районов (на юге и юго-западе страны) глубина промерзания обычно меньше 50 см. В некоторых достаточно обширных северных районах промерзание почвы наблюдается на гораздо больших глубинах, чем было указано выше. При этом на некоторой глубине за пределами активного слоя она не оттаивает даже в теплое время года, и температура почвы в течение всего года имеет отрицательные значения.

На юге Забайкалья и Дальнего Востока вечная мерзлота носит островной характер, занимает в основном горные области, где её мощность составляет от 10 до 25, от 25 до 100 м.

Нами (Л.И.Сверлова) с 1963 по 1967 годы проводились исследования температурного режима почв и грунтов Амурской области и Хабаровского края. Для этой цели использовались материалы наблюдений гидрометеостанций за сезонным промерзанием и оттаиванием грунтов и по мерзлотомеру Данилина, температуры грунтов по вытяжным термометрам за период с 1953 по 1966 годы, а также материалы экспедиционных исследований автора для выяснения влияния склоновых поверхностей и высоты снежного покрова на температурный режим грунтов с учетом их механического состава.

Одновременно решался вопрос о деградации южной границы многолетней мерзлоты в связи с потеплением. Экспедиционные исследования проводились в бассейнах малых рек - притоков Амура (в районе пунктов Хабаровского края - Средний Ургал, Тырма, Хуларин, Дуки).

Повышенный интерес к термическому состоянию почвогрунтов связано с разработкой проектов строительства БайкалоАмурской магистрали от Усть-Кута до порта Ванино и сельскохозяйственным освоением этой территории.

Врезультате проведенных исследований нами (Л.И.Сверлова, 1967) была составлена карта максимальной глубины сезонного промерзания грунтов для южной части Амурской и области и Хабаровского края (рис. 2.5). Разработаны рекомендации определения южной границы многолетней мерзлоты по метеорологической информации гидрометеостанций.

58

Рис. 2.5. Сезонное промерзание почво-грунтов в естественных условиях Амурской области и Хабаровского края (Л.И.Сверлова, 1967).

59

Проведенные исследования показали, что у южной границы многолетней мерзлоты, при средней из максимальных за зиму высоте снежного покрова 12-25 см, температурный режим воздуха характеризуется следующими показателями:

1.Сумма отрицательных среднесуточных температур воздуха (ниже нуля) составляет 3100-3200°C.

2.Сумма положительных среднесуточных температур за летний период (Zt.>0°) равна 1800-2000°С.

3.Разность между суммами температур ниже и выше нуля составляет 1100°С.

4.Среднегодовая температура воздуха составляет – 2,4 -2,8°С. При отмеченных выше значениях температур воздуха и средней из максимальных за зиму высоте снежного покрова равной 12-25 см, толщина мерзлого слоя, не протаивающего летом, в тяжелых пылеватых суглинках составляет от 10 до 50 см. В случае отсутствия снежного покрова, или наличия в грунтах прослоек щебней или песка и гравия (на пойменных землях) мощность не протаявшего слоя за лето, при отмеченном

выше термическом режиме, возрастает до 48-120 см.

Основными факторами, влияющими на глубину залегания верхней границы вечной мерзлоты, являются величина прихода солнечной радиации, снежный покров и теплопроводность почв. Наличие мощного снежного покрова приводит к повышению температуры почвы, и следовательно, к понижению верхней границы слоя вечной мерзлоты. Увеличение теплопроводности почвы также приводит к понижению верхней границы слоя вечной мерзлоты, а понижение теплопроводности – наоборот к повышению верхней границы слоя вечной мерзлоты.

На территории, где температуры воздуха, высота снежного покрова соответствует показателям, приведенным в перечне критерий, установленных Л.И.Сверловой, указывающих на наличие в почве «перелетков», слоев, не протаивающих летом, можно без инженерно-геологических изысканий строить погребахолодильники для хранения сельскохозяйственной продукции в свежемороженом виде в течение года. Для бесперебойной работы погребов-холодильников в зоне южной границы многолетней мерзлоты следует освобождать территорию «холодильников» от снежного покрова, а летом – защищать её от протаивания.

60

Глава 3

ДИНАМИЧЕСКИЕ И СТАТИСТИЧЕСКИЕ ЗАКОНОМЕРНОСТИ В ПРИРОДЕ

Еще в V-IV в. до н.э., когда только начинали зарождаться естественные науки, античные мыслители Демокрит (460-370 гг. до н.э.), Эпикур (340-270 гг. до н.э.) обращали внимание всех естествоиспытателей на необходимость поиска причинноследственных связей и изучения динамических закономерностей

вприродной среде. Эти проблемы являются одними из актуальных и в современном естествознании. Во всех геосферных оболочках Земли происходят динамические движения, закономерность которых изучается специальными науками. Динамическая геология устанавливает закономерности развития процессов, происходящих на поверхности Земли и в её недрах, исследует их причины. Динамическая метеорология изучает процессы радиационного и теплового излучения, термодинамические и гидродинамические явления, происходящие

ватмосфере, и дает им теоретические объяснения. Динамическая климатология изучает процессы атмосферной циркуляции и уточняет их закономерности и т.д.

3.1.Динамические закономерности

Динамические закономерности представляют собой совокупность наиболее существенных знаний о физических процессах, происходящих в природной среде. На фоне фундаментальных теорий формируются частные физические закономерности типа Закона Архимеда, закона движения планет Кепплера, Закона Кулона и др.

Основу физической теории динамических закономерностей составляют:

1)совокупность физических величин, с помощью которых описываются объекты данной теории;

2)понятие «состояния»;

3)уравнения движения, т.е. уравнения описывающие эволюцию состояния рассматриваемой системы.

61

Динамический закон – это физический закон, отображающий объективную закономерность в форме однозначной связи физических величин, выраженных количественно.

Так, например, в современной физике для расчета движения используют зависимость взаимодействия между частицами от их координат и от скоростей. Тогда по заданным значениям координат и импульсов всех частиц системы в начальный момент времени второй закон Ньютона позволяет определить координаты и импульсы в любой последующий момент времени.

Еще пример, уравнения Маквсвелла позволяют по заданным начальным значениям электрического и магнитного полей внутри некоторого объема определить электромагнитное поле в любой последующий момент времени.

Другие динамические законы, такие как «механика сплошных сред», «термодинамика», теория «гравитации», имеют ту же структуру, что и «механика Ньютона» и «электродинамика Максвелла».

Таким образом, динамические законы имеют универсальный характер, т.к. они относятся ко всем изучаемым объектам. Предсказания, полученные на их основе, имеют достоверный и однозначный характер.

Однако следует отметить, что начальные параметры любых механических систем невозможно фиксировать с абсолютной точностью, поэтому точность предсказания физических величин со временем уменьшается.

Для каждой открытой системы существует некоторое критическое время, начиная с которого невозможно точно предсказать её поведение.

Во второй половине XIX века наряду с динамическими законами были разработаны статистические закономерности.

3.2.Статистические закономерности

В 1859г. Максвелл пришел к выводу, что при изучении эволюционного развития систем, состоящих из огромного количества частиц, нужно ставить задачу совсем иначе, чем, как это делается в механике Ньютона. Для этого Максвелл ввел в

62

физику понятие вероятности, выработанное ранее математиками при анализе случайных величин.

На фоне множества случайных величин им предложен

метод расчета средних значений. Это метод получил название Закона больших чисел. Средние значения является результатом отношения суммы всех значений исследуемого показателя деленных на количество показателей. При этом различия между отдельными значениями статистической совокупности взаимопогашаются (взаимоуравновешиваются). Вместе с тем,

выступают существенные, характерные черты и взаимосвязи явления в целом. Именно в результате взаимопогашения проявляется закономерность развития явления в данной совокупности.

Главная заслуга Маквелла состояла в разработке метода расчета вероятностных характеристик отклонения случайных величин от средних значений. Он предложил отказаться от неразрешимой задачи определения точного значения импульса в данный момент времени по динамическим закономерностям и попытаться найти вероятность появления количества импульсов с определенным значением по формуле:

m

P( A) 100 , n

где:

m – количество импульсов с определенным значением, n – число всех импульсов.

Внастоящее время метод расчета вероятностных характеристик отклонений случайных величин от средних значений нашел широкое распространение и с успехом используется в климатологии.

Вкачестве примера использования статистической закономерности приведем расчет вероятностных характеристик осадков за (n) лет наблюдений по г. Хабаровску.

Втаблице 3.1. представлено среднее месячное значение количества осадков и возможное количество осадков в отдельные годы в г. Хабаровске в июле месяце.

63

Вероятность значений элементов выше или ниже определенного предела (средних значений) принято называть обеспеченностью.

Если сумма осадков по г.Хабаровску за июль имеет обеспеченность 10% и составляет 201 мм, это значит, что один раз в 10 лет в июле выпадает 201 мм осадков.

Исходным материалом для расчета обеспеченности служат ежемесячные данные о количестве осадков за n лет (табл. 3.1).

Таблица 3.1. Среднемесячное количество осадков, возможное в

отдельные годы (Хабаровске, июль).

Количество осадков различной обеспеченности (вероятности) для июля можно представить в виде номограммы.

Рис. 3.1. Номограмма для расчета месячных сумм осадков различной обеспеченности. Июль. (г.Хабаровск).

На номограмме (рис. 3.1.) представлены количества осадков различной вероятности (обеспеченности) в зависимости от их среднего количества за июль.

64

3.3.Взаимосвязь динамических и статистических закономерностей

Статистические законы и теории имеют следующие характерные черты.

1.В статистических теориях любое состояние представляет собой вероятностную характеристику системы. Это означает, что состояние в статистических теориях определяется не значениями физических величин, а статистическими (вероятностными) распределениями этих величин. Это принципиально иная характеристика состояния, чем в динамических теориях, где состояние задается значениями самих физических величин.

2.В статистических теориях по известному начальному состоянию в качестве результата однозначно определяются не сами значения физических величин, а вероятности этих значений внутри заданных интервалов. Тем самым однозначно определяются средние значения физических величин. Эти средние значения в статистических теориях играют ту же роль, что и сами физические величины в динамических теориях. Нахождение средних значений физических величин – главная задача статистических теорий.

Вероятностные характеристики состояния в статистических теориях совершенно отличны от характеристик состояния в динамических теориях. Тем не менее, динамические и статистические теории обнаруживают в самом существенном отношении замечательное единство. Эволюция состояния в статистических теориях однозначно определяется уравнениями движения, как и в динамических теориях. По заданному статистическому распределению (по заданной вероятности) в начальный момент времени уравнение движения однозначно определяет статистическое распределение (вероятность) в любой последующий момент времени, если известны энергия взаимодействия частиц друг с другом и с внешними телами. Однозначно определяются соответственно и средние значения всех физических величин. Здесь нет никакого отличия от динамических теорий в отношении однозначности результатов.

65

Ведь статистические теории, как и динамические, выражают необходимые связи в природе, а они вообще не могут быть выражены иначе, чем через однозначную связь состояний.

На уровне статистических законов и закономерностей мы также сталкиваемся с причинностью.

Статистические законы и теории являются более совершенной формой описания физических закономерностей, любой известный на сегодняшний день процесс в природе более точно описывается статистическими законами, чем динамическими. Однозначная связь состояний в статистических теориях говорит об их общности с динамическими теориями. Различие между ними в одном – способе фиксации (описания) состояния системы.

Когда стало очевидно, что нельзя отрицать роль статистических законов в описании физических явлений (все экспериментальные данные полностью соответствовали теоретическим расчетам, основанным на подсчетах вероятностей), была выдвинута теория «равноправия» статистических и динамических законов. Те и другие законы рассматривались как законы равноправные, но относящиеся к различным явлениям, имеющие каждый свою сферу применения, не сводимые друг к другу, но взаимно дополняющие друг друга.

Эта точка зрения не учитывает того бесспорного факта, что все фундаментальные статистические теории современной физики (квантовая механика, квантовая электродинамика, статистическая термодинамика и т.д.) содержат в качестве своего приближения соответствующие динамические теории. Поэтому сегодня многие крупные ученые склонны рассматривать статистические законы как наиболее глубокую, наиболее общую форму описания всех физических закономерностей.

Статистические закономерности ничуть не менее объективны, чем динамические, но шире и разностороннее и отражают взаимосвязь явлений материального мира.

Доминирующее значение статистических законов означает переход к более высокой степени оценки эволюционного развития систем. При рассмотрении соотношения между динамическими и статистическими законами мы встречаемся с двумя аспектами этой проблемы.

66

Рис.3.2.Динамика среднегодовой температуры воздуха Т°С и годового количества осадков Q (мм) по АГМС Хабаровск – – – – – - пятилетняя скользящая средняя метеоэлементов.

67

В аспекте, возникшем исторически первым, соотношение между динамическими и статистическими законами выступает в следующем плане: законы, отражающие поведение индивидуальных объектов, являются динамическими, а законы, описывающие поведение большой совокупности этих объектов, статистическими.

С полным основанием можно утверждать, что динамические законы представляют собой первый, низший этап в познании окружающего нас мира и что статистические законы более полно отражают объективные связи в природе, являясь более высоким этапом познания.

Статистические теории распространяются на более широкий круг явлений, недоступный динамическим теориям. Статистические теории находятся в лучшем количественном согласии с экспериментом, чем динамические. Динамические теории не способны описывать явления, когда флуктуации значительны. В результате статистические законы отображают реальные физические процессы глубже, чем динамические. Не случайно статистические закономерности познаются вслед за динамическими. В физике будущее принадлежит квантовой механике, которая впервые установила связь вещества и волнового поля. Поэтому, не исключено, что вслед за статистическими закономерностями последуют закономерности, учитывающие цикличность и ритмичность отклонений, которые способны описывать колебания отклонений от средних при различных значениях флюктуаций, таких, например, как на рис. 3.2., где приведена динамика среднегодовой температуры воздуха Т°С и годового количества осадков Q (мм) по АГМС Хабаровск и отмечена пятилетняя скользящая средняя этих метеоэлементов.

Метод скользящих (перекрывающихся) средних был предложен в конце 19 века для сглаживания кривых. Этот метод представляет некоторый «математический фильтр», позволяющий выделять колебания с большей длиной волны, значительно погасив короткопериодические колебания.

68

Глава 4

ПРИЧИНЫ, ФОРМИРУЮЩИЕ КЛИМАТ ЗЕМЛИ

Динамические и статистические (вероятностные) закономерности в природе можно проследить при изучении взаимодействия внешних (экзогенных) и внутренних (эндогенных) факторов, формирующих климат планеты. Климат является результатом взаимодействия солнечной радиации, атмосферной циркуляции с учетом подстилающей поверхности земли. Роль каждого из этих факторов оценивается динамическими и статистическими закономерностями.

4.1. Радиационные факторы климата

Известно, что Солнце непрерывно излучает в окружающее его мировое пространство громадное количество энергии в основном в форме лучистой энергии, из которого на Землю поступает только одна двухмиллиардная часть, оцениваемая, величиной 1,8 1024 эрг/сек (2,5 1018 кал/мин.). В сравнении с этой энергией мощность всех остальных источников, как внешних по отношению к Земле (излучения звезд, космические лучи и др.), так и внутренних (внутренняя теплота Земли, радиоактивные излучения и др.) в энергетическом отношении мала.

Лучистая энергия Солнца, или, как её называют, солнечная радиация, на пути от внешних пределов атмосферы до земной поверхности подвергается ряду существенных изменений, происходящих вследствие её поглощения и рассеяния. Значительная её часть, так называемая прямая солнечная радиация, достигает земной поверхности в виде параллельного пучка лучей, идущих от Солнца. Вместе с тем и некоторая доля радиации, рассеянной в атмосфере, приходит к земной поверхности как рассеянная радиация от всех точек небесного свода. Прямая солнечная радиация и рассеянная в сумме дают так называемую суммарную радиацию.

Солнечная радиация, поступающая на земную поверхность, частично отражается от нее, основная же часть её поглощается и

69

идет на нагревание земной поверхности. Заметим здесь, что поглощение солнечной радиации происходит и в атмосфере, но оно значительно меньше, чем на земной поверхности, так как атмосфера в основном является рассеивающей средой. Например, из общего количества всей радиации, поглощенной Землею в целом, атмосфера поглощает только ¼ её часть, а остальные ¾ – поглощаются земной поверхностью. Та часть солнечной радиации, которая отражается земной поверхностью, а также и атмосферой (в основном облаками), носит название отраженной радиации. Вместе с тем, нагретая земная поверхность сама является источником теплового излучения, направленного к атмосфере.

Все указанные разнообразные потоки лучистой энергии отличаются по своему спектральному составу. Основная доля солнечной радиации в связи с высокой температурой излучателя

– Солнца – приходится на область длин волн меньше 3-4 , включающую видимую область спектра (0,4-0,75 ), в пределах которой излучения воспринимаются глазом. В то время как излучение земной поверхности и атмосферы локализовано в области значительно более длинных волн – для реальных естественных условий практически в области больше 2 . Исходя из этого различия в спектральном составе, прямую и рассеянную солнечную радиацию называют коротковолновой, а излучение Земли и атмосферы – длинноволновой радиацией.

Таким образом, в атмосфере имеется целая система потоков лучистой энергии, разных по их спектральному составу и различно направленных. Оценивая с энергетической стороны – алгебраическую сумму всех потоков, пронизывающих некоторую поверхность, можно найти для этой поверхности приходнорасходный баланс лучистой энергии. Солнечная радиация, включающая видимую область спектра, является одновременно и источником света.

Поток солнечной энергии (I), приходящийся на единицу площади в единицу времени, называется, интенсивностью солнечного излучения. Интенсивность излучения меняется обратно пропорционально квадрату расстояния от источника, поэтому для границы атмосферы можно написать:

где – расстояние земли от солнца в данное время; а – средний радиус земной орбиты;

I0 – солнечная постоянная – энергия (в калориях), падающая в минуту на границы атмосферы на площадь в 1 см2, перпендикулярную к потоку солнечных лучей, при среднем расстоянии от земли до солнца.

Интенсивность радиации на границе атмосферы изменяется в зависимости от вариаций расстояния между солнцем и землей в годовом ходе.

Когда земля находится в перигелии (кратчайшем расстоянии от солнца, равном 22 949 земных радиусов) 1 января и в афелии (в наибольшем расстоянии, составляющем 23 731 земной радиус) 3 июля, на первое число каждого месяца значения интенсивности солнечной радиации на границе атмосферы (отклонения от солнечной постоянной в процентах) составляют (табл. 4.1):

Таблица 4.1 Интенсивность солнечной радиации на границе атмосферы

(Б.П. Алисов)

Таким образом у внешней границы атмосферы в данную эпоху колебания интенсивности солнечной радиации составляют в течение года от +3,4 до -3,5%. Вследствие этого зима северного полушария на 4°С теплее, чем зима южного полушария, а летом справедливо обратное соотношение. Однако по второму закону Кеплера земля движется по орбите в перигелии быстрее, чем в афелии. Это приводит к сокращению длительности зимы в северном полушарии, лета – в южном, и приток тепла в северное и южное полушария по полугодиям примерно выравнивается.

Все эти расчеты действительны для случая, когда земля находится на кратчайшем расстоянии от солнца. В случае максимального расстояния земли от солнца эта закономерность

71

меняется в обратном направлении, что существенно сказывается на климате земли. Количество солнечной радиации, поступавшее на границу атмосферы в прежние эпохи, менялось в некоторых пределах вследствие колебаний элементов земной орбиты, а возможно, и колебаний светимости самого солнца.

Высота солнца над горизонтом в полдень (табл. 4.2) без учета рефракции определяется формулой:

h =90° - + ,

где – широта места, а – склонение солнца. Значение может меняться в пределах 23,5° (наклон плоскости земного экватора к плоскости эклиптики).

Таблица 4.2 Значения высоты солнца над горизонтом в полдень для

различных широт Земли.

Прямая радиация

Под прямой солнечной радиацией понимается пучок параллельных лучей, идущих от солнца и достигающих земной поверхности. Прямая солнечная радиация довольно быстро убывает по направлению от тропиков к полярным районам. Возрастание прозрачности атмосферы к полярным районам должно было бы смягчить недостаток прямой радиации, возникающий там вследствие низкой высоты солнца. Однако влияние прозрачности с избытком перекрывается влиянием облачности, возрастающей к полярным районам. Облачность отражает около 60% падающей на нее радиации и рассеивает остальную часть солнечных лучей. Перистые облака пропускают

72

большую часть солнечных лучей. По наблюдениям Н.И. Макаревского в Павловске, при высотах солнца от 5до 55° перистые облака пропускают в среднем около 75% прямой солнечной радиации (в отдельных случаях до 98%), лишь немногим меньше проходит солнечной радиации сквозь перистослоистые облака. Пропускающая способность облаков по отношению к солнечной радиации, увеличивается с высотой Солнца.

Наибольшие суммы прямой солнечной радиации отмечаются не под самым экватором, а под 20° широты, где облачность наименьшая (табл. 4.3.).

Таблица 4.3 Годовые суммы прямой солнечной радиации (С.И. Савинов)

Рассеянная радиация. Радиация – доля радиации, которая приходит к земной поверхности, как рассеянная от всех точек небесного свода. Роль её повышается по мере понижения высот солнца и уменьшения прозрачности атмосферы и по мере увеличения облачности. В пасмурные дни освещение обусловлено целиком рассеянной радиацией, между тем, в такие дни суточная амплитуда температуры остается еще довольно значительной. В ясные дни интенсивность рассеянной радиации составляет около 0,1-0,2 кал/см2 мин, при тонких облаках среднего яруса она может достигать 0,6 кал/см2 мин и более. В Арктике при таких условиях наблюдается до 1,0 кал/см2 мин, чему содействует не только малая толщина слоя облаков, но и большая отражательная способность поверхности земли,

73

покрытой снегом и льдом, приводящая к увеличению вторичного отражения света от облаков. При снегопаде или наличии в воздухе ледяных игл рассеянная радиация возрастает. На суммах рассеянной радиации, в высоких широтах, сказывается круглосуточное солнечное освещение в полярный день.

В умеренных и тропических широтах рассеянная радиация составляет за год 30-40% всего потока коротковолнового излучения, а в отдельные сезоны значительно больше. В очень пасмурных районах роль рассеянной радиации сильно возрастает. Особенно велика роль рассеянной радиации в полярных широтах. Абсолютные значения сумм рассеянной радиации за год сравнительно мало зависят от широты места.

Суммарная радиация. Прямая (S’) и рассеянная (D)

радиации в сумме дают суммарную радиацию (Q).

Q = S’ + D

В табл. 4.4 приводятся сезонные и годовые значения суммарной радиации.

Таблица 4.4 Сезонные и годовые значения суммарной радиации для

различных пунктов от 80° с.ш. до экватора (Т.Г. Берленд)

74

Рис. 4.1. Суммарная солнечная радиация за год в ккал/см2 (Т.Г.Берлянд, Л.И.Зубенок)