Материалы гляциологических исследований, вып. 92
Введем для компактности обозначение
к =Ь 0,622 
ы
Ср 
Ь
Тогда
Р = Ш 
(2.21)
Ле
1+ 
& — -
АТ
Аналогично (минуя промежуточные формулы)
В - РИ
ЬЕ—_1 
л°
+ — —
К Ае
(2.22)
Здесь 0,622/Ь — коэффициент для перехода от
удельной влажности $ к упругости водяного пара е ,
Ь — атмосферное давление, А/ и Ле — разности тем-
пературы воздуха и упругости водяного пара в слое
2,0 — 0,5 м, остальные обозначения прежние.
Согласно “Руководству по теплобалансовым на-
блюдениям” (1977), числитель в формулах (2.21) и
(2.22) должен быть более 0,1 кал/(см?-мин), А/ более
0,1°, Ае больше 0,1 мбар. На горных ледниках умерен-
ных широт в большинстве случаев оба эти условия не
выполняются, так как затраты тепла на таяние близки
по величине к радиационному балансу, а разности А/ и
Ае чаще всего имеют разные знаки (в случае испаре-
ния), вследствие чего знаменатель в указанных форму-
лах становится меньше 0,5. При проведении расчетов
вопреки указанным рекомендациям могут быть полу-
чены абсурдные результаты: Р > 100 кал/(см? ‘час).
Если же названные условия соблюдаются, то
этот метод можно считать наиболее объективным для
расчета Р и / Ё, но лишь в том случае, когда осталь-
ные составляющие (В и гЙ/) определяются с доста-
точной точностью. В первой главе данной работы мы
указывали, что даже инструментально измеряемый
радиационный баланс в отдельных случаях (при ме-
няющейся облачности и разной степени закрытости
солнечного диска) может быть рассчитан за дневной
период таяния с погрешностью до 30 — 50 %.
Ошибка в определении суточных значений за-
трат тепла на таяние /И/, получаемых чаще всего из
измерений понижения поверхности снега и льда (при
точности отсчетов около 1 см) и определения их
плотности, также может быть значительной, особен-
но при малых величинах таяния. Понятно, что раз-
ность В — гИ/ содержит в себе ошибки определения
обоих параметров, соизмеримые со значениями Р и
ГЕ. Из этого следует, что метод теплового баланса
может применяться на ледниках только в том случае,
если турбулентный приток тепла Р + ЛЕ (где Е —
конденсация) имеет тот же порядок, что и радиаци-
онный баланс. На обсуждении этого вопроса мы ос-
тановимся ниже, при анализе экспериментальных
натурных измерений компонентов теплового баланса
на ледниках Полярного Урала.
В метеорологической и гляциологической лите-
ратуре известно так называемое “отношение Боуэ-
на”, применяемое для расчета параметров турбулент-
ного обмена, в основе которого также лежит уравне-
ние теплового баланса (Коновалов, 1966а, 1972а).
Суть его заключается в разделении величин Р и ГЁ,
определяемых сначала в суммарном виде как оста-
точный член уравнения теплового баланса. “Отноше-
ние Боуэна” имеет следующий вид:
Р 
ао 0к
Ё: —(ХЬО ё) — ©; ` 
(223)
Отсюда
Р=_В_(Р+1Е), 
(2.24)
1+В
рЕ= 2ЕЁЕ 
(2.25)
1+ 
В
Пропуская промежуточные преобразования,
для @ получим выражение
срЬ
* 0622г°
Если Ь = 760 мм, (значения / и с‚ приведены
выше), то о=0,49. При использовании этих формул
предполагается, что непосредственно над деятельной
поверхностью имеется тонкий ламинарный подслой
воздуха с молекулярным характером теплопередачи и
диффузии водяного пара. В.Г. Коновалов (1972а)
приводит расчетные данные по Р и 1Е на леднике
Пахтакор (Западный Тянь-Шань), полученные диф-
фузионным методом и по “отношению Боуэна”. За
отдельные дни погрешность достигает 50 — 60 %, а за
два 15-дневных периода осреднения — от 3 до 14%,
что можно расценить как вполне приемлемую.
Оценивая этот метод в целом, следует подчерк-
нуть следующее — он имеет те же недостатки, что и
описанный выше метод теплового баланса, а именно:
а) если разность В — гИ/ мала, погрешность суммар-
ной величины Р + /Е возрастает; 6) в явном виде не
учитывается закон изменения скорости ветра с высо-
той, а также параметр шероховатости, зависящий от
этого показателя; в) в слое (0 — 2 м профиль упругос-
ти водяного пара может иметь излом (возрастание,
затем падение или наоборот) и тогда разность Ле бу-
дет выражена фиктивной величиной.
К изложенному выше обзору методик, наибо-
лее часто используемых в отечественных гляциоло-
гических работах, следует добавить, что зарубежные
исследователи теплового баланса горных ледников
употребляют также способы оценки Ри / Ё, в осно-
ве которых лежит полуэмпирическая теория турбу-
лентности Прандтля-Кармана, а поправка на темпе-
ратурную стратификацию выражается в виде той
или иной функции числа Ричардсона. В качестве
примера приведем формулу Леттау, примененную
Х. Хойнкесом и Н. Унтерштайнером (НошкКес,
ЮОп1егз(епег, 1952; НошкКесз, 1953) для ледников
Альп. По Леттау, коэффициент турбулентности для
инверсионных условий имеет вид:
- 58 
-