Часть 1. Сезонный снежный покров Земли
повышения температуры воздуха при постоянной относительной
влажности обязательно наступает момент, когда испарение сменяется
конденсацией влаги на снежной поверхности. При более высокой
относительной влажности воздуха этому моменту соответствует
более низкая положительная температура. Так, при относительной
влажности 30% конденсация влаги на поверхности тающего снега
начинается при температуре воздуха 17 °С, а при относительной
влажности 60% -— при 7 °С. Это свойство приводит к резкой
дифференциации особенностей процессов абляции тающего снега в
районах морского и континентального климатов.
В районах с неустойчивым снежным покровом сумма испарения с
поверхности снега за зиму невелика: в южной части Германии, например,
сноября по апрель она равна 47 мм (Кет, 1959). В областях с устойчивым
снежным покровом суммарная величина испарения снега за зиму
растет с повышением средней температуры зимы и с увеличением про-
должительности залегания снежного покрова; вместе стем она уменьшается
при повышении абсолютной влажности. В Европейской части России
решающими оказываются два первых фактора; за счет первого из
них величина испарения увеличивается к западу, а за счет второго — к
северу (Алпатьев, Перченок, 1963). На этой территории суммарное
испарение за зиму с юго-востока к северо-западу увеличивается в 2—
З раза, тогда как продолжительность залегания устойчивого снежного
покрова в этом направлении возрастает лишь в 1,7 раза.
Средняя суточная величина испарения за зиму в большинстве
случаев колеблется от 0,2 до 0,4 мм/сут, а суммарное испарение в
равнинных районах России не превышает 2630 мм. По мере увеличе-
ния абсолютной высоты интенсивность испарения со снежного покро-
ва изменяется, прежде всего в связи с распределением по высоте
абсолютной влажности воздуха: с уменьшением влагосодержания
приземных слоев атмосферы интенсивность испарения растет. Иная
картина в горах Сибири. Здесь вплоть до высоты 1000 м влагосо-
держание атмосферы с высотой увеличивается, и лишь в более высо-
ких слоях плотность водяного пара начинает уменьшаться. На высо-
тах 900—1100 м, где влагосодержание атмосферы максимально, испа-
рение достигает минимальных величин, а выше и ниже этого уровня
оно увеличивается (Коломыц, 1966). Очевидно, подобная особенность
режима испарения характерна для горных районов в областях резко.
континентального климата.
Суммарная величина испарения с поверхности снежного покрова
вгорах на высотах 1500—3000 м значительно больше, чем на равнине,
что, помимо прочего, объясняется уменьшением плотности воздуха.
В большинстве случаев она равна 45—60 мм за год, однако относи-
тельная роль испарения в балансе снежного покрова на этих высотах
меньше, чем в равнинных районах, из-за большой величины снего-
запасов в горах.
64
Глава 2. Снежный покров на равнинах
Колебания снежности на равнинах
В средних широтах при определении границ зимнего сезона надо
‘ывать два основных фактора: переход температуры воздуха через
0 °С и существование устойчивого снежного покрова. В условиях
умеренно континентального климата за начало зимы следует прини-
мать момент установления снежного покрова, несколько обгоняю-
щий появление устойчивых морозов, а в условиях резко континен-
тального климата - переход максимальной температуры воздуха через
0 °С (до установления снежного покрова).
С ростом снежности зимы увеличиваются черты континенталь-
ности климата, в чем немалая роль принадлежит и существованию
снежного покрова. В зависимости от продолжительности периода с
устойчивым снежным покровом, а также от его толщины (снего-
запаса) зимы могут быть и мало- и многоснежными. Эти понятия
относительны, они зависят не от абсолютной величины упомянутых
показателей, а от их отклонений от многолетних средних значений,
характерных для данного района. Поэтому при определении зим
по характеру их снежности правильнее всего использовать, как
это сделал Н.Н. Галахов (1961), относительные показатели, а не
абсолютные.
Классификация зим Н.Н. Галахова основана на двух признаках;
толщине снежного покрова и ее изменении в течение зимы. Мало-
или многоснежной зимой он называет такую зиму, когда средняя
декадная толщина снежного покрова больше чем на 25% отклоняется
отсредних многолетних величин в течение 2/3 зимы. Если же отклоне-
ния не достигают 25%, зима считается среднеснежной. Выделены
также неустойчиво снежные зимы, отличающиеся резкими колебани-
ями толщины снежного покрова. Малоснежная зима может быть
связана либо с антициклональным состоянием погоды и соответст-
венно с малым количеством выпадающих осадков (1-й подтип), либо
с частыми оттепелями и некоторым стаиванием снега (2-й подтип).
Повторяемость таких типов зим в северной Евразии (рис. 1.202
тесно связана с общим характером зимней циркуляции над этой
территорией. Количество малоснежных зим уменьшается к югу и к
западному и восточному побережьям континента. Повторяемость
многоснежных зим на востоке нашей страны наиболее велика на
Охотском побережье и на Камчатке, что вызвано влиянием зимних.
циклонов, перемещающихся с юго-востока на северо-запад через
Сахалин, Охотское море, Камчатку к Алеутским островам. На западе
многоснежные зимы чаще всего бывают в полосе, идущей с Балтики
к востоку, что связанно с дугообразными траекториями циклонов и
влиянием Урала, тормозящего движение воздушных масс и фронтов.
Среднеснежные зимы характерны для большей части Азиатской
65