Материалы гляциологических исследований, вып. 92
По результатам наших измерений испарения ве-
совым способом в июле-августе 1958 г. на фирновом
плато южного склона Эльбруса (3750 м), его интен-
сивность составляла чаще всего не более 0,02 — 0,05
мм/час как в дневные, так и в ночные часы (Воло-
шина, 1966а). За период измерений (11 дневных
двухчасовых серий и одна ночная — с 19 до 7 час.
при малооблачной погоде без осадков) максимальная
величина этого параметра равнялась 0,11 мм/час.
Было установлено, что в условиях слабой устойчиво-
сти воздуха (глубина инверсии в двухметровом слое в
дневные часы всего 3 — 6 °С, а скорость ветра — око-
ло 3 — 5 м/с) измеренные и рассчитанные (методом
Д.Л. Лайхтмана) величины испарения различались не
более чем на 30 — 50%. Это дало определенное осно-
вание предпочесть метод Лайхтмана при расчетах Ри
ГЕ и использовать их для определения структуры
теплового баланса в этом регионе.
Данные по испарению с поверхности снега, по-
лученные весовым способом, приводятся также в ра-
боте А.А. Тихановской (1966). Измерения выполня-
лись в течение четырех суток на леднике Бакалак (се-
верный склон Алайского хребта) в августе 1964 г., на
абсолютной высоте 4100 м. Все суточные величины
находились в пределах 0,04 — 0,06 мм. Отмечается,
что испарение, рассчитанное за те же дни по резуль-
татам градиентных измерений методом Монина-Ка-
занского, очень близко к измеренному (отклонение
составляет 10 — 20%).
Интересные сведения об измеренном испаре-
нии приведены в работе Г. Касера (1986). Наблюде-
ния проводились летом 1980 г. в фирновой зоне
(3026 м) и в области абляции (2500 м) ледника Хин-
терайсфернер. Для анализа было отобрано 288 еже-
часных серий измерений на фирне и 216 — на льду.
В обоих пунктах при устойчивой малооблачной пого-
де наблюдалось испарение, при влажной пасмурной
погоде — конденсация. Максимальные значения -Е
достигали 0,25 мм/час, + Е — 0,10 мм/час, наиболь-
шая повторяемость -Е Ё находится в интервале от ну-
ля до 0,1 мм/час. Число случаев испарения и на фир-
не, и на льду больше, чеём конденсации (исключая
ненастную погоду). В работе подчеркивается, что в
целом за период абляции потери тепла на испарение
могут достигать 20% всей энергии, расходуемой на
таяние.
Поскольку основная часть внешнего массоэнер-
гообмена ледника приходится на теплое время года,
массив метеорологических данных, накопленный в
разных ледниковых районах, рассматривается нами в
различных аспектах именно за этот период. В то же
время влагообмен как один из немногих метеороло-
гических процессов оказывает влияние на баланс
массы ледников и в зимнее время года, что дает ос-
нование обратиться к некоторым исследованиям, по-
священным этому вопросу.
Некоторые полезные выводы могут быть взяты
из работы А.Л. Арэ (1981), основанной на анализе
большого экспериментального материала: измерения
испарения с поверхности снега весовым методом
проводились в центральной и южной Якутии в хо-
лодные сезоны 1969 — 1978 гг. Установлено, что при
температурах воздуха ниже -10 °С интенсивность ис-
парения ничтожна и выражается в основном сотыми
долями миллиметра за сутки, или 2 — 5 мм за месяц.
Заметим, что этот район характеризуется в зимний
период очень слабыми ветрами в антициклональном
барическом поле. При подъеме температуры выше
указанных пределов величина испарения значитель-
но возрастает и составляет уже 0,4 — 0,9 мм/сут, осо-
бенно при скорости ветра более 5 м/с. Общая сумма
испарившегося снега за холодный сезон колебалась в
указанные годы от & до 20 мм слоя воды.
В интервале от 0 до -10 °С прослеживается пря-
мая связь испарения с температурой воздуха, означа-
ющая на самом деле влияние возрастающего гради-
ента влажности в приповерхностном слое воздуха.
При более низких температурах связи испарения с
температурой практически нет, а его интенсивность
составляет 0,1 мм/сут или менее.
Другое исследование испарения с поверхности
снега, заслуживающее внимания в данном контексте,
было проведено в долине р. Малой Алматинки, на
абсолютной высоте около 2300 м, в холодные сезоны
1957/58 и 1958/59 гг. (Филатова, Соседов, 1973). Все-
го было выполнено 700 ежесуточных взвешиваний
испарителей, установленных на склонах северной и
южной ориентации. Средняя суточная температура
воздуха менялась в основном от -10 °С до оттепели. В
ранне-весенний период на южных склонах отмечено
значительное влияние солнечной радиации на ин-
тенсивность испарения. По материалам измерений
были получены эмпирические зависимости испаре-
ния от вертикального градиента упругости водяного
пара в слое (0 — 2 м, и на их основе рассчитаны зна-
чения исследуемого параметра в интервале высот
1600 — 3100 м. На уровне 2300 м измеренное испаре-
ние составляло в среднем 0,35 мм/сут на северном
склоне и 0,50 мм/сут на южном (или 30 — 70 мм за
холодный сезон на обоих склонах). На основе ло-
кальных эмпирических формул установлено, что в
диапазоне высот 1600 — 2300 м испарение растет с
высотой (примерно в 1,5 раза), а выше 2300 м незна-
чительно уменьшается (на 20%).
Подводя некоторые итоги анализа названных
выше работ, в которых приводятся измеренные вели-
чины испарения, следует подчеркнуть следующее.
1. Весовой метод определения испарения дает
возможность установить его значения, близкие к ис-
тинным, но лишь для локальных условий и при ус-
тойчивой погоде без осадков. Достаточно точная
оценка + Е весовым способом за весь период абляции
(или аккумуляции) представляется маловероятной.
2. При отрицательных температурах максималь-
ная упругость водяного пара у поверхности снега и
льда значительно меняется в зависимости от темпе-
ратуры (в отличие от дневного периода таяния, когда
она равна 6,11 гПа), что и определяет главным обра-
- 72 
-