Материалы гляциологических исследований, вып. 92 слой в глубину ледника и поглощенная там, и / — ко- личество тепла, затраченное на повышение темпера- туры верхнего слоя (порядка нескольких сантимет- ров) до точки плавления льда. Наиболее корректно использовать уравнение (2.28) для интервала не менее суток, поскольку здесь учитывается теплообмен, осуществляемый в разное время дня, например, тепло, расходуемое на прогре- вание ледника в утренние часы. На практике члены уравнения (2.28) су’, т!, М, д и }; имеющие малые зна- чения по сравнению с основными (В, /И/’, Р, 1Е) не рассматриваются. В ряде исследований, посвященных этому вопросу (например, Коновалов, 1972а), показа- но, что величины этих компонентов находятся в пре- делах ошибок определения основных составляющих (обычно это 1 — 2 или даже доли процентов от В или гИ/) и в связи с этим они могут не учитываться. Прав- да, этот вывод относится к теплым ледникам умерен- ных и субтропических широт. В полярных районах затрата тепла на прогревание ледника в течение лета может достигать значительных величин, соизмеримых с количеством тепла, расходуемым на таяние (Крен- ке, 1961). В фирновых зонах теплых ледников, распо- ложенных в высокогорье, энергия, затраченная на прогревание снега утром, составляет 10 — 15% днев- ной величины радиационного баланса. В частности, такие оценки были сделаны нами при наблюдениях на фирновом плато южного склона Эльбруса (3750 м над ур. моря) в условиях ясной, холодной погоды. Жидкие осадки иногда оказывают ощутимое ме- ханическое воздействие, способствуя разрушению и смыву верхнего слоя снега или льда. Так, в нижней ча- стей области абляции ледника Туюксу в июле 1988 г. сильными ливнями был разрушен и смыт поверхно- стный слой льда (радиационная кора таяния) толщи- ной 5 — & см. Выпадение интенсивных осадков в жидком виде способствует также увеличению альбедо льда путем смыва моренного материала. Такой слу- чай был отмечен нами на леднике Джанкуат (Цент- ральный Кавказ) в июле 1965 г., когда за несколько часов альбедо льда возросло с 0,27 до 0,42. Но такие факты, к сожалению, невозможно учесть при анализе структуры теплового баланса. Величины турбулентных потоков тепла и влаги (либо теплового эквивалента испарения-конденса- ции), как и другие компоненты теплового баланса, были рассчитаны за тот или иной период на боль- шинстве горных ледников, где проводились ком- плексные гляциологические исследования в 50 — 80-х годах. Но анализ и сравнение имеющихся в литерату- рёе данных для разных регионов весьма затруднены по многим причинам. Как уже указывалось в разделе 2.1, неопределенность и ограниченная сопостави- мость параметров Ри /Е полученных на разных гор- ных ледниках, обусловлены прежде всего несовер- шенством методики их расчета, применением в от- дельных районах разных схем, разработанных и ис- пользуемых в равнинных районах, в иных условиях термического и ветрового режима. К другой группе причин следует отнести неоди- наковый характер погоды в период проведения гра- диентных наблюдений, разную их продолжитель- ность, а также различные интервалы осреднения (ча- сы, день-ночь, сутки, месяц, по типам погоды, по градациям исходных параметров и т.д.), что ограни- чивает возможности сопоставления даже при исполь- зовании одного и того же расчетного метода. И, пожалуй, одним из наиболее важных обстоя- тельств, исключающих в ряде случаев возможность сравнения Р и ГЁ не только в отдельных регионах, но и на соседних ледниках, служит большая измен- чивость основных метеопараметров, определяющих интенсивность турбулентного тепло- и влагообмена в разных точках ледника. Из-за сложности постановки наблюдений (необходима непрерывная регистрация всех параметров в большом числе пунктов) законо- мерности изменения скорости ветра, температуры и влажности воздуха в пределах ледника в разное время суток до настоящего времени не изучены и вряд ли это возможно осуществить в обозримом будущем. Следует также подчеркнуть, что изменчивость компонентов радиационного баланса на площади ледника значительно меньше, (а результаты инстру- ментальных измерений более достоверны), чем Ри ГЕ. Они имеют устойчивый суточный ход, поэтому по результатам наблюдений в одной-двух точках че- рез 1 — 3 часа дневные или суточные значения радиа- ционных параметров можно определить с достаточ- ной степенью точности, соответствующей точности измерения суточного стаивания снега или льда. Один из реальных способов определения пара- метров Р и ЛЁ при глубоких инверсиях и развитой местной циркуляции на горных ледниках состоит в расчете их суммарного значения (Р + /[Ё) как оста- точного члена из уравнения теплового баланса. Но это возможно лишь при следующих условиях: а) член (Р + 1Р) имеет тот же порядок, что и радиационный баланс, в противном случае, при его незначительной величине, он включает в себя ошибки измерений В и гИ/’, 6) направление потоков тепла и влаги должно быть одинаковым, т.е. если имеет место конденсация водяного пара, либо Р существенно больше, чем -/ Ё. Уникальные эксперименты по определению (Р + 1 Е) как остаточного члена в уравнении теплово- го баланса были выполнены на Полярном Урале — ледниках ИГАН и Обручева (Адаменко, 1968; Воло- шина, 19816). Они дали возможность с достаточной надежностью определить (Р + /1Е) для значительной части поверхности этих ледников и показали боль- шую степень пространственной изменчивости дан- ных параметров как одну из характерных особеннос- тей энергетического режима полярных ледников. Очевидно, что при несовершенстве расчетных мето- дов определения + на ледниках большую ценность приобретают немногочисленные эксперименты по определению этого параметра весовым способом (пу- тем взвешивания испарителей через определенные интервалы времени), дающие возможность устано- - 70 -