схему влияния устойчивости на обмен. В результате
такого подхода коэффициент турбулентности при
любом состоянии атмосферы К выражается через ко-
эффициент турбулентности при равновесных услови-
ЯХ Кр следующим образом:
К/ К, = 1 + /(
М.И. Будыко предложил несколько рабочих
формул для расчета К, но наиболее удобная из них
(по рекомендации самого автора и других исследова-
телей) такова:
(2.9)
л 
й@ 
АТ @2
Кв 
= анн 1+ В, (2.10)
п < 
Т (Аи) 
п З.
<2 
<4
где & и &› — уровни, на которых измеряется ско-
рость ветра; & и &4 — уровни измерений температу-
ры; х = 0,38; й#/ 
Т близко к единице, поскольку
й = 30 м (Л — высота приземного слоя воздуха);
е = 9,8 м/с; Т — абсолютная температура, близкая
для средних условий к 300°. По поводу применимос-
ти формулы (2.10) для инверсионных условий следу-
ёт заметить, что уже при небольшой степени устой-
чивости воздуха (Аі/и12 > 0,1) величина К; становит-
ся отрицательной, т.е. теряет физический смысл, и
это свидетельствует об ограниченной области ис-
пользования данного выражения для расчета К
Отдельное внимание следует уделить расчетам
“интегрального коэффициента внешней диффузии”,
проведенным А.Г. Бройдо (Волошина, 1966а). При
помощи этого показателя поток тепла Р выражается
в форме
Р =рс,Рг-а (а —)› 
(2.11)
откуда
Р
Р, _„ 
=————————,
-© 
ре,(. -о) 
(2.12)
где (*;; — 7;) — разность температуры воздуха между
уровнями & и &э, О — интегральный коэффициент
внешней диффузии, характеризующий интенсив-
ность турбулентного перемешивания в слое (& — &)
При этом турбулентный поток тепла Р вычисля-
ется из уравнения теплового баланса ‚ высота &) при-
нимается равной нулю, а » = 2 м. Для исследования
связи Р с параметром устойчивости А.Г.Бройдо при-
менил выражение Д)_,/и, подобно тому, как это де-
лается для коэффициента турбулентности К|/и|, и
получил эмпирическую зависимость названного па-
раметра от 1// и12 :
Р)_› = 029(1 + 6,90-^)) , см/с,, 
(2.13)
ч
А.П. Волошина
На основании анализа формулы (2.13) А.Г. Брой-
до делает произвольный вывод о Ттом, что при величи-
нах Аі/и12 > -0,145 турбулентное перемешивание в рас-
сматриваемом слое полностью затухает. В действитель-
ности же этот факт свидетельствует лишь об ограни-
ченности области применения рассмотренных выше
выражений (2.11 — 2.13). Использование коэффициен-
та внешней диффузии РЭ вызывает серьезное возраже-
ние потому, что при его расчете на основе уравнения
теплового баланса не учитывается, в частности, роль
температурной стратификации, тогда как при глубоких
инверсиях, как известно, расслоение воздуха играет
большую тормозящую роль в турбулентном перемеши-
вании. Другие минусы использования уравнения теп-
лового баланса для определения Р будут указаны ниже.
Мы остановились на выводах, полученных А.Г. Брой-
до, в связи с тёем, что благодаря простоте расчетов по
формулам (2.11 — 2.13) они употребляются некоторы-
ми исследователями без надлежащей критической
оценки их применимости в случае постоянных глубо-
ких инверсий температуры воздуха на ледниках.
Наиболее простым и доступным способом на-
хождения турбулентных потоков тепла и влаги слу-
жит их расчет из уравнения теплового баланса, что и
было рекомендовано в “Руководстве по теплобалан-
совым наблюдениям” (1977) для сети метеорологиче-
ских станций. В данном случае используются лишь
основные члены уравнения, в применении к ледни-
кам это радиационный баланс В и затраты тепла на
таяние /И/ (7 — скрытая теплота плавления льда, рав-
ная 80 кал/г; И/ 
— слой стаявшего снега или льда):
Р+ 1Е = В-гИ/. 
(2.14)
Как известно, выражения для Р и [Е имеют
вид:
а
Р =рс‚К®,
РСр 
@ 
(2.15)
1Е =1рК ® 
(2.16)
а‹
Отсюда
_Ро_ © @
1Е 
Г а’ 
(2.17)
ИЛИ
1Е = Р В ® 
(2.18)
с а
Используя эти соотношения, получаем:
в-гу 
= |1+-2 ® 
(2.19)
с› а
откуда
Р = 
В -РИ/ _ 
В -РИ
С, 
@а 
с 
ЬБ 
АТ
- 57 -