Часть 1. Сезонный снежный покров Земли Дата установления х ы 0И МУ 1У Дата схода Рис. 1.16. Связь дат схода снежного покрова с датами его установления 1 - средние многолетние значения указанных дат для северных склонов Заилийского и Джунгарского Алатау (по В.И. Коровину, 1964); Закавказье: 2 — Абастумани, 1268 м, 3 - Гагринский хребет, 1644 м, 4 - Бакуриани, 1703 м нам: во-первых, для его вычисления нет исходных данных в клима- тологических справочниках, а во-вторых, численные его значения противоположны обычно принятым (у Г.Д. Рихтера малым значениям коэффициента устойчивости соответствует большая продолжитель- ность периода со снежным покровом). Весьма удобен количественный показатель снежности, предло- женный И.М. Осокиным (1969) и представляющий собой произведе- ние продолжительности периода с устойчивым снежным покровом на среднюю толщину снежного покрова, деленное на 100. В общем виде такой безразмерный коэффициент можно назвать показателем снежности 5 и выразить формулой $ = ЫГ „Й, ст ер? где Ь = 0,001 см“‘сут`'; Т„ — продолжительность периода с устойчивым снежным покровом, сутки; й., — средняя толщина снежного покрова за тот же период, см. В областях с сезонным снежным покровом значения 5 лежат в пределах 0—20; в некоторых ледниковых районах 5 может достигать 100. Одно и то же значение показателя снежности $ могут давать разные сочетания Г,„ и й „, однако для тех или иных областей изменения длительности периода с устойчивым снежным покровом и изменения его средней толщины заключены в определенных 56 Глава 2. Снежный покров на равнинах пределах. Поэтому, например, при значениях 5 = 2 наиболее вероятны колебания 100 > Т„> 50 и 20 < й., < 40, но совершенно невероятно Т.„ - 200 и й = Ю’см. Показатель снежности 5 растет в направлении с юга на север и с переходом от континентальных к морским климатическим условиям. В этом отношении он, как и снежно-температурный коэффициент Рихтера (последний коэффициент с обратным значением), хорошо характеризует закономерные изменения снежности земного шара. Ветровой перенос и испарение снега Важнейшим зимним процессом в областях со снежным покровом является ветровой перенос снега. Для возникновения метелей необ- ходимо достаточно большое количество способного к переносу снега, сильные ветры и соответствующие температурные условия, в частнос- ти отсутствие оттепелей. Подобные условия в зимние месяцы создают- ся на значительных равнинных пространствах Северной Америки и Евразии, где метелевый перенос достигает больших размеров. Критические скорости ветра, при которых возникают общие метели, в областях с различным климатом разнятся мало. В то же время поземки, которые я рассматриваю как низовые метели малой интенсивности, в морском климате начинаются при более сильных ветрах, чем в континентальном, где в связи с низкими температурами и более спокойным ветровым режимом поверхность снега уплотнена меньше. Критические скорости для возникновения низовых и общих метелей в течение зимы не остаются постоянными, что связано с изменчивостью выпадающих осадков, температурного и ветрового режима. В морском климате амплитуда изменения критических скоростей весьма велика и, как правило, не имеет закономерного хода в течение зимы. В континентальных условиях, наоборот, эта ампли- туда невелика, а сами критические значения скорости ветра к концу зимы из-за малого количества вновь выпадающего снега и постепен- ного уплотнения старого несколько возрастают. На основе исследований в степной зоне И.С. Гришин (1966) пришел к заключению, что суммарный перенос снега пропорционален общей продолжительности метелей, которая по сравнению с другими факторами наиболее полно отражает особенности переноса снега. Однако в действительности перенос снега, так же как и объем снегоотложений, существенно зависит от вида метели. Как правило, вклад общих метелей в суммарный перенос в несколько раз больше, чем вклад низовых метелей и поземков. Поэтому при снегопадах достаточной интенсивности (8-10 мм/сут) общие метели за несколько 57