тепло- и влагообмена поверхности ледника с атмо-
сферой связан с использованием вертикальных гра-
диентов (а точнее, конечных разностей) температу-
ры, влажности воздуха и скорости ветра, измеренных
на определенных уровнях. Основное выражение для
потоков тепла и влаги в этом случае имеет вид:
й
Р 
=рс,К * 
2.1
рсР 
а‹ 
( 
)
Е=рк ® 
(2.2)
@й
где р — плотность воздуха, с, — удельная теплоем-
кость воздуха при постоянном давлении, равная 0,24
кал/(г-град), К — коэффициент турбулентности, /а
и а$/а; — градиенты температуры и удельной влаж-
ности воздуха.
Главная особенность расчетов Р и /Е заключа-
ется в том, что результаты градиентных измерений
могут интерпретироваться по-разному в зависимости
от принятой методики определения интенсивности
турбулентного перемешивания (выраженной через К)
и закона распределения основных метеопараметров
по высоте в нижнем слое воздуха. Многочисленные
способы нахождения характеристик турбулентного
обмена можно разделить на две основные группы:
а) использование методов турбулентной диффузии и
учет того или иного аналога числа Ричардсона;
6) расчет турбулентных потоков с помощью уравне-
ния теплового баланса. На некоторых ледниках при
определенных условиях хорошие результаты дали на-
турные измерения отдельных составляющих теплово-
го баланса (как остаточный член — для Р и ГЕи ве-
совой метод — для испарения-конденсации).
В задачу данной работы не входит подробный
анализ всех существующих полуэмпирических фор-
мул расчета параметров турбулентного тепло- и вла-
гообмена при инверсиях, их обзор имеется в боль-
шом числе исследований, в частности (Огнева, 1955;
Волошина, 1965, 1966а; Коновалов, 1983). Ниже бу-
дёт дана лишь краткая характеристика основных ме-
тодов, применявшихся при расчете параметров тур-
булентного обмена на горных ледниках, а также
оценка отдельными авторами их применимости в
разных районах. Следует учесть тот немаловажный
факт, что все эти полуэмпирические методы были
разработаны для стратификации, близкой к равно-
весной, или слабых температурных инверсий, для го-
ризонтальной однородной поверхности, когда на-
блюдается установившийся воздушный поток, в ко-
тором характеристики метеорологических полей за-
висят от высоты над уровнем подстилающей поверх-
ности. Очевидно, что на горных ледниках все эти ус-
ловия не выполняются.
При оценке турбулентного обмена в горных
районах территории бывшего СССР наибольшее рас-
пространение получили методы Лайхтмана и Мони-
на-Казанского.
А.П. Волошина
В основу методики, разработанной Д.Л. Лайхтма-
ном (1944, 1947), положена полуэмпирическая теория
Прандтля-Кармана, применимая лишь в случае равно-
весной стратификации. При расчете коэффициента
турбулентности, определяющего интенсивность пе-
ремешивания, Лайхтман принял, что в случаях от-
клонения температурной стратификации от равно-
весной распределение основных метеоэлементов
описывается не логарифмическим, а степенным за-
коном, и при этом ввел параметр вертикальной ус-
тойчивости &е, показывающий характер отклонения
профиля от логарифмического. Для определения веё-
личины & в наиболее точном варианте, разработан-
ном Д.Л. Лайхтманом, необходимы измерения ско-
рости ветра до высоты 8 — 16 м, так как в самом
нижнем слое (до 2 м) над горизонтальной поверхнос-
тью профиль скорости ветра соответствует логариф-
мическому закону. Параметр е всегда меныше едини-
цы, причем при неустойчивой стратификации его
значение отрицательно, при инверсии положитель-
но, при безразличном состоянии равно нулю. Еще в
своих первых работах, посвященных этому вопросу,
Д.Л. Лайхтман предложил для характеристики усло-
вий стратификации пользоваться величиной Аі/и12‚
пропорциональной числу Ричардсона А. В дальней-
шем этот способ нахождения е был подтвержден ря-
дом авторов, в частности, Т.А. Огневой (1955) по на-
блюдениям в Колтушах (вблизи Санкт-Петербурга).
В наших работах (Волошина, 1966а, 19666, 1972а и
др.) при оценке Р и 1Е был также использован ука-
занный метод расчета е, поскольку градиентные из-
мерения на ледниках проводились в основном до
уровня 2 м над поверхностью из-за технических
сложностей установки мачты с приборами на таю-
щей поверхности ледника.
Основная формула, предложенная Д.Л. Лайхтма-
ном для расчета коэффициента турбулентности на
высоте х, имеет вид:
& 
1-е
К = (ЁШР п— 
(2.3)
-Ё 
@ -&
где х — постоянная Кармана (0,40), &° — параметр
аэродинамической шероховатости, & — высота, для
которой рассчитывается К, & — нижний уровень из-
мерения скорости ветра, и, — скорость ветра на вы-
соте &. Обычно К определяется для высоты 1 м, тогда
формула (2.3) приобретает вид:
(21/1]
.°
2.4
1 
(2.4)
К, = (No)2
1 -&
Нами (Волошина, 1966а, рис. 27) было установ-
лено, что турбулентный поток тепла Р, вычисленный
по формуле Лайхтмана, обнаруживает хорошо выра-
женную зависимость от параметра устойчивости А// и12
(где А/ — разность температур в слое 2,0 — 0,5 м,
а и — скорость ветра на высоте 1 м). Так, при не-
больших скоростях ветра (до 3,5 м/с) величина Р с
- 55 
-