вить хотя бы порядок величин испарения-конденса-
ции в отдельных регионах.
Заслуживают внимания результаты обобщения
данных, приведенные в работах (Дроздов, Мосолова,
1970, 1973а; Коновалов, 1983), которые позволяют
косвенным путем с достаточной степенью точности
оценить вклад (Р + 1.Е) в общие затраты тепла на та-
яние или абляцию, вне зависимости от принятой тем
или иным автором методики их получения.
Переходя к конкретному рассмотрению и сопо-
ставлению результатов исследований теплового ба-
ланса, отметим важное обстоятельство: сравнение от-
носительного вклада Ри 1Е в общий энергетический
баланс в разных точках может быть полезным, если
эти параметры рассчитаны одним и тем же методом
и при сходных условиях (типах) погоды.
Наиболее детальные и длительные измерения
интенсивности влагообмена весовым способом бы-
ли осуществлены И.М. Лебедевой (1972, 1975) на
высокогорных ледниках южного и восточного Па-
мира. Одновременное проведение градиентных на-
блюдений позволило автору сопоставить рассчитан-
ные и измеренные значения + Е. Ценность этих ра-
бот заключается также в установлении ряда законо-
мерностей изменения по широте и с высотой пара-
метров, определяющих интенсивность + Ё (скорость
ветра, упругость водяного пара) и результирующей
величины испарения. В качестве объектов наблюде-
ний были выбраны ледники Киштиджуроб в южной
части Памира (23 июля — 2 августа 1970 г.), Бакчи-
гир (2 — 15 августа 1972 г.) и Акбайтал (первая по-
ловина июля 1973 г.) на восточном Памире. На всех
названных ледниках пункты измерений располага-
лись в области аккумуляции, на абсолютных высо-
тах 5000 — 5100 м. Всего было проведено 211 серий,
взвешивание испарителей осуществлялось через 2 —
3 часа с 7 до 18 ч.
Анализ результатов этих исследований позволил
автору сделать ряд выводов, наиболее важные из ко-
торых таковы.
1. Наибольших величин (0,8 — 1,7 мм/сут) испа-
рение достигает в периоды сухой, ясной и ветреной
погоды после холодных вторжений, при низкой
влажности воздуха (днем около 3 гПа). В условиях
термической депрессии, характеризовавшейся теплой
погодой со слабыми ветрами и повышенной увлаж-
ненностью воздуха (до 4,5 гПа) испарение понижает-
ся до 0,3 — 0,5 мм/сут.
2. На высокогорных ледниках южного и вос-
точного Памира продолжительность дневного пери-
ода таяния составляет всего 3 — 6 часов, поскольку в
остальное время суток температура поверхности и
воздуха имеет отрицательные значения и часть ради-
ационного тепла расходуется на прогревание по-
верхностного слоя ледника. При отрицательной тем-
пературе поверхности резко понижается максималь-
ная упругость водяного пара (с 6,11 гПа при 0 °С до
4,01 при -5 °С и 2,60 гПа при -10 °С). Поэтому наи-
более интенсивное испарение наблюдается, как пра-
А.П. Волошина
вило, в период 12 — 15 час. (до 0,10 — 0,25 мм/час), в
вечерние и ночные часы оно резко уменьшается (до
0,01 — 0,04 мм/час).
3. Связь измеренных величин испарения с рас-
четными (по схеме С.С. Зилитинкевича и Д.В. Чали-
кова) не установлена — она выражалась полем точек
при графическом анализе, а в ряде случаев не совпа-
дал даже знак Ё.
4. Данные по другим ледникам (а также снеж-
никам) Памиро-Алтая и Тянь-Шаня позволили уста-
новить некоторые закономерности изменения с вы-
сотой (в интервале от 2000 до 5100 м над ур. моря) и
в значительном широтном диапазоне (37 — 45° с.ш.)
интенсивности влагообмена и определяющих его
факторов. Так, уменьшение с высотой длительности
дневного периода положительных температур (и зна-
чений + В) препятствует заметному росту суточного
испарения, хотя его интенсивность в дневные часы
может возрастать в том же направлении, что обуслов-
лено усилением ветра и убыванием абсолютной
влажности на больших высотах. В целом изменение
суточных величин испарения с высотой описывается
экспонентой, иными словами, происходит замедле-
ние их роста с приближением к уровню, на котором
таяние прекращается.
5. Отмечена четкая связь между упругостью во-
дяного пара над поверхностью ледников и абсолют-
ной высотой. В среднем летом ее величины составля-
ют около 6 гПа на абсолютной высоте 3000 ми 2 —
2,5 гПа при подъеме до 6000 м.
6. Для определения интенсивности испарения
автором предложены эмпирические формулы двух
видов: а) с учетом скорости ветра и разности упру-
гости водяного пара в двухметровом слое воздуха
над ледником (е,-е»); 6) для расчета используется
лишь параметр (е,-е»), что предполагает изменение
скорости ветра в течение периода наблюдений в
очень узком диапазоне (либо преобладание слабых
ветров, близких к штилю). Заметим, что предлагае-
мые формулы сходны с теми, которые были выведе-
ны М.И. Ивероновой и П.П. Кузьминым (Лебедева,
1975). Очевидно, что такие формулы пригодны в ос-
новном для локальных условий погоды, рельефа и
подстилающей поверхности, т.е. ограниченного со-
четания метеорологических параметров, определяю-
щих значения турбулентного влагообмена в неболь-
шом регионе.
7. Изменение с высотой основных параметров,
от которых зависит интенсивность испарения, а так-
же результаты измерений ЁЕ 
весовым способом дали
возможность автору установить гипотетическую (вы-
ше 5000 — 5500 м) зависимость этого параметра от
широты и абсолютной высоты в Средней и Централь-
ной Азии. Из графика (Лебедева, 1975, с. 127, рис. 6)
следует, что максимальная интенсивность испаре-
ния может наблюдаться на высотах 5500 — 6000 м; в
диапазоне 45 — 29° с.ш. величина Ё возрастает вдвое
(от 1 до 2 мм/сут). Выше 6000 м на всех широтах ис-
парение значительно уменьшается.
- 71 -