Часть 2. Снежный покров на ледниках
период абляции конденсация преобладает над испарением, при этом
в сутки выделяется в среднем около 15 кал/см? тепла. Величина [Е
приближается к нулю или становится отрицательной (что
соответствует процессу испарения) лишь в полярных районах (выше
70° ю.ш. и 80° с.ш.) и на значительных высотах (свыше 4000—4500 м).
Общие суммы тепла М, затрачиваемого на таяние, изменяются по
лшироте и абсолютной высоте. В южных районах Северного полушария
суточные суммы равны в среднем 500 кал/см? на высоте 3000 м и всего
50 кам/см? на высоте 5000 м, в умеренных широтах они колеблются около
200 кал/см?, а в арктических районах — около 100 кал/см? (см. рис.
2.14).
Антарктический и Гренландский ледниковые покровы во внутрен-
них районах из-за длинноволнового излучения почти постоянно теря-
ют больше энергии, чем получают благодаря солнечной радиации.
Эти потери покрываются главным образом поступлением в Антаркти-
ду и Гренландию более теплого воздуха и последующего переноса
тепла воздухом и частицами выпадающего снега к более холодной
снежной поверхности, а также выделением тепла при конденсации
влаги на поверхности. Особенно большое значение имеет турбулент-
ный теплообмен при инверсиях вследствие больших скоростей ветра.
На побережье Антарктиды и на склоне Гренландского ледникового
покрова величина турбулентного обмена в несколько раз превышает
годовой радиационный баланс, что свидетельствует о большой затрате
тепла на испарение и таяние.
Результаты измерения составляющих теплового баланса поверх-
ности ледников (в основном в областях аккумуляции) приведены в
табл. 2.8. Эти данные показывают, что на подавляющем большинстве
ледников основным источником тепла, идущего на снеготаяние,
служит лучистая энергия. В зависимости от условий погоды и време-
ни года она составляет 60-80% приходной части теплового баланса.
Доля радиационной составляющей еще больше возрастает с высотой,
как это показано на примере исследований в Альпах (Ношке5, 1955),
Каракоруме (Отеты(етег, 1957),'Кавказе (Волошина, 1966) и в других
местах. Причиной роста служат большая прозрачность атмосферы в
горах, но главным образом более низкие температуры воздуха.
Доля тепла, поступающего из атмосферы, становится сравнимой
с радиационной составляющей на ледниках умеренных широт и
Арпики, находящихся под влиянием интенсивного западного пере-
носа и теплых воздушных масс. К таким ледниковым районам отно-
сятся Исландия, Скандинавия, западный сектор Арктики, Полярный
Урал, острова Субантарктики. Но даже и в этих районах турбулент-
ный теплообмен с атмосферой редко превышает значение радиацион-
ного баланса. Однако из-за более высокого альбедо снега по сравне-
нию сальбедо льда таяние снега, при прочих равных условиях, болыше
зависит от турбулентной составляющей, нежели таяние льда.
174
Глава 2. Снег на ледниках в период абляции
Таблица 2.8
Соотношение приходных составляющих теплового баланса
таяния снега и льда различных ледников, %
No |Район 
Ледник — |Абс. 
Составляющие
п/п|оледенения 
гвысота, 
теплового баланса
м
К 
В 
ТЕ*
1 
[0. Южная 
Ходж 
450 
35 
35 
30
Георгия
2 
|Баффинова 
Пенни 
2050 
61 
9 
30
емля.
3 
|Новая Земля — |Шокальс-| — 300 
58 
32 
10
К)
4 |Полярный 
МГУ 
800 
46 
41 
13
`Урал
5 
|Швеция 
Корша 
1000 
61 
28 
И
6 |Гренландия 
Британия 
69 
29 
2
7 |Запад США 
Голубой 
2000 
69 
25
& 
|Запад Канады 
|Салмон 
1700 
75 
15 
10
9 
|Аляска 
Гулкана 
1465 
80 
20 
—
10 |Альпы 
Хорнкеес || 2260 
58 
29 
13
1 |Альпы 
Фернагт- 
2970 
81 
15 
4
фернер.
12 |Кавказ 
Эльбрус 
3700 
72 
28 
—
13 |Памир 
Федченко | 4900 
52 
48 
—
14 |Памир 
Федченко | 4170 
49 
46 
Э'
15 |Алайский 
Дугава 
4200 
87 
13 
—
хребет
16 |Джунгарский — |бассейн р. 
57-74 | 23-37 | 3—6
Алатау 
'Баскан.
17 
|Хр. С 
- 
No 31 
2070 
75—80 
15 
5-10
Цв очч
18 |Каракорум 
Джомолу-| — 4000 
89 
П 
—
гнгма.
19 |Каракорум 
Джомолу-| — 4300 
95 
5 
—
нгма
*Тире в таблице означает, что в целом за период абляции испарение
преобладает над конденсацией.
Источники данных указаны на следующей странице.
175