Часть 1. Сезонный снежный покров Земли ного баланса их поверхности и затрат тепла на таяние льда. Эти потери происходят в виде турбулентного потока явного тепла или потока скрытого тепла за счет конденсации на поверхности ледников. Согласно В.Г. Аверьянову (1979), радиационный баланс Антарк- тического ледникового покрова равен -4,2-105 МДж/год, а затраты тепла на испарение составляют 0,8:105 МДж/год. По оценке А.Н. Кренке (1982), годовой радиационный баланс Гренландии равен —0,5:105 МДж/год. Островные и субарктические ледниковые покровы общей площадью около 300 тыс. км? (на основе наблюдений на Земле Франца-Йосифа) имеют радиационный баланс -3-103 МДж/год, а торные ледники на общей площади около 200 тыс. км? (наблюдения на леднике Федченко) имеют баланс, равный —1:10 МДж/год. Все вместе эти потери составляют 0,2% солнечного тепла, поглощаемого поверхностью планеты. Судя по величине радиационного выхолаживания и затрат тепла на таяние, сопоставленной с теплоемкостью, плотностью и скоростью обмена воздушных масс, атмосфера над Гренландией за счет леднико- вого покрова в среднем за июнь, июль и август может охладиться на 5° в слое 300500 м. Соответственно на 1° в среднем может охладиться слой в 1500 м, что хорошо соответствует полям давления на высотных синоптических картах. Теплоотдача к Гренландскому ледниковому покрову в среднем за год равна 2:10°5 кДж/сут, что соизмеримо с энергией циклонов, пересекающих остров за половину или целые сутки. Таким образом, влияние Гренландского ледникового щита на барическое поле в Арктике может быть объяснено энергетически. Воздействие Антарктического ледникового покрова еще существен- нее, а небольшие островные ледниковые покровы, согласно аналогич- ным оценкам, наоборот, пренебрежимо мало влияют на глобальный климат. Изменение температуры воздуха в приземном слое при пересечении границы скальной и ледниковой поверхности, судя по экспедиционным измерениям, обычно не превышает 1-2,5°. Отток турбулентного тепла из атмосферы в ледники достаточен для охлаждения на 1° объема воздуха в 5:10'% м° при давлении в 750 гПа, что примерно соответствует объему тропосферы Земли. Следовательно, современная тропосфера охлаждается оледенением на 1° за счет повышенного альбедо ледников и еще на 1° за счет отдачи тепла в них турбулентным потоком. Суммарное охлаждение современ- ным оледенением равно, следовательно, 2 °С (Кренке, 1987). Затраты на таяние ледниковых покровов рассчитываются обычно по летним температурам воздуха, приведенным к высоте границы питания, и контролируются полевыми наблюдениями. Суммарные затраты тепла на таяние ледников равны примерно 25:10° МДж/год, или около 5% от стока турбулентного тепла в ледники. Затраты тепла на таяние снега составляют 6:10'5 МДж/год, или около 0,2% радиации, поглощаемой землей. Прямое охлаждающее воздействие снега на тропосферу составляет около 2,5° за счет его высокого альбедо 110 Глава 4. Климатическая роль снежного покрова и ледников и 1,2° за счет затрат на таяние снега. Суммарное охлаждение близко к 4°, а вместе со свободными от снега летом ледниками охлаждение планеты составляет около 5 °С, что сравнимо с глобальным охлажде- нием Земли в четвертичный период по сравнению с современным. Учет снежного покрова и ледников в глобальных моделях климата Дополнительное влияние на климат ледниковые покровы оказы- вают создаваемым ими рельефом. Крутой вертикальный профиль по их краям способствует усилению вертикальных составляющих ско- рости ветра и интенсификации осадков, приводящих к тому, что Антарктида «живет» в основном своим краем. Здесь выпадает основ- ная часть осадков, усиливающих движение льда и его расход на айсберги. Дальнейшее разрастание ледниковых щитов сменяет поло- жительную обратную связь между их питанием и ростом (разрастание щитов приводит к увеличению снежности, в свою очередь, способст- вующему их росту) на отрицательную: уменьшение снежности бла- годаря отклонению путей циклонов за счет дальнейшего роста щита приводит к замедлению и прекращению этого роста. Препятствия, создаваемые ледниковыми щитами, деформируют барические волны. Расчеты длины волновой тени при дифракции показывают, что эта деформация существенна для препятствий разме- ром, равным Гренландскому ледниковому покрову, но практически неощутима уже для препятствий размером с Новоземельский леднико- вый покров (Кренке, 1987). Из сказанного следует как необходимость в глобальных моделях климата учета влияния ледниковых щитов и снежных полей диаметром более 500 км, так и возможность пренебре- жения меньшими отдельными пятнами снега или льда. Однако нельзя забывать о предполагаемом суммарном воздействии группы таких «малых» пятен. Важнейшие характеристики снежности территории, подлежащие учету в моделях климата, таковы: 1) площадь распространения круглогодично сохраняющегося и сезонного снега; 2) альбедо снеж- ного покрова, перекрывающего и не перекрывающего каменные россыпи и растительность; 3) шероховатость открытой и находящейся в лесу снежной поверхности; 4) продолжительность залегания снеж- ного покрова и даты его установления и схода; 5) толщина и масса снежного покрова; 6) продолжительность и даты начала и конца снеготаяния. При решении задач о короткопериодических колебаниях климата площадь и форма ледников могут считаться постоянными — продол- жительностью в десятилетия и даже, возможно, в столетия, но их колебания следует учитывать при оценках более длительных колеба- 11