Таблица 3 Влиянне оледененния на раднацнонный клнмат Безледные условня Ледниковые Измеиение радиационного (вдали у]::елс›вия (иад климата за счет от ледииков) лниками) оледеиения, % Тип оледенения @ | Ф | «<© |9; | а] «° | © хч Ч * и Зн ЦЭ | ее ЦЕ Ц° ц® ВЙ ©2 < 19 ее |<| | * Ь Континентальные |79| 68 | 0,2 ВОЦАЕ 1 |88| 13 | 0,75 | 11 | 19 | 257 | 61 54 Островные — по- |42| 36 | 0, н 48 1591 11 | 0,64 | 40 | 31 33 | 27 16 Фирновые — бас- |80| 64 | 0,2 орн 9 |87| 26 | 0,62 9 | 41 | 114 | 38 33 Ледниковые языки | 53 | 43 | 0,41 1591 29 | 0,50 | 11 67 22 | 15 9 Примечание. @;, ©; — суммарная радиация; Ощь Оп» — поглощенная ра- диация; @)— коротковолновая радиация на верхней границе атмосферы, при- нята за 100; В, К, — отраженная в космос радиация; А,=В,/Оо А2=К'/О — альбедо системы Земля——атмосфера. ’ ’ э увеличение значительно на островных ледниковых покровах с боль- шой облачностью и высоким альбедо. Прямые измерения суммар- ной радиации на Земле Франца-Иосифа показали, что на ледни- ковом куполе Чюрлёниса за счет вторичного отражения суммар- ная радиация оказалась летом на 20 % больше, чем над почти безледным о. Хейса [175]. Совпадение с данными табл. 3 указы- вает на обоснованность принятых в расчете допущений. Несмотря на это увеличение, поглощенная радиация уменьшается всюду, кроме ледниковых языков, в несколько раз. По степени воздей- ствия на радиационный климат на первом месте оказываются континентальные покровы, за ними следуют фирновые бассейны. Альбедо системы Земля—атмосфера возрастает над ними соот- ветственно в 3,5 и 2 раза. В космос уходит дополнительно около половины поступающей на них радиации. Эффект островных лед- ников и языков — намного меньше. Последние имеют невысокое альбедо, а первые постоянно окутаны облаками с альбедо, близ- ким к ледниковому. Вообще из расчетов очевидна ведущая роль облаков в пере- распределении - радиационного тепла. Поэтому, по-видимому, косвенное воздействие ледниковых покровов на радиационный климат через изменение облачных систем не только над ними, но и в зоне их влияния может оказаться еще более существенным, чем прямое воздействие. Однако количественная его оценка сейчас вряд ли возможна. 24 Часть отраженной радиации, остающаяся в атмосфере, затра- чивается на нагрев воздуха, паров воды и облаков, в том числе насыщенного влагой воздуха вблизи поверхности ледников. Радиационному нагреву этого слоя снизу и сверху некоторые ав- торы [311, 314] приписывают резкое возрастание температуры воздуха вблизи ледника, особенно в тех случаях, когда отмечается максимум этой температуры на высотах от 0,2 до 0,7 м. 2.3. Влияние таяния на поверхности ледников на стратификацию воздуха и длинноволновый теплообмен Второй важнейшей особенностью ледниковой подстилающей поверхности является невозможность повышения ее температуры вне моренного покрова выше 0 °С. Этим обусловливаются не имею- щие аналогий на других поверхностях [265] глубокие инверсии при положительных температурах воздуха, достигающие порядка 10 °С на 1 м. Высокий коэффициент излучения снега приводит к тому, что и в зимнее время при отрицательных гемпературах поверхность ледника остается холоднее воздуха, и турбулентный поток тепла почти круглый год, в отличие от неледниковой суши, направлен от воздуха к подстилающей поверхности. Исключение — пред- ставляют переходные месяцы, когда поверхность еще не нагрета до 0°С, а нагрев уже велик. Нулевые температуры поверхности в среднем появляются при температурах — воздуха порядка — 0,5—1,0°С. Но даже при высоких температурах воздуха таяние не идет круглосуточно. Ему препятствуют радиационное выхолаживание и испарение. Специальные наблюдения за продолжительностью таяния на лед- никах Памира [161] показали, что таяние там начинается при среднесуточной температуре около —10°С, но лишь при средне- суточной температуре около 15°С идет круглосуточно. На Кавказе, где конденсация преобладает над испарением, облачность больше, а высота ледников и, следовательно, эффектив- ное излучение меньше, круглосуточное таяние наступает при гораздо более низких температурах. Можно сослаться, например, на наши наблюдения на леднике Кельбаши на высоте 3600 м, где с 26 по 30 июля 1966 г. каждую ночь (между 19 и 7 ч) таяло от 10 до 25 мм льда при среднесуточных температурах 6—10°С. При еще более низких среднесуточных температурах (2—3 °С) круглосуточно тает лед в Арктике в условиях полярного дня. Пб нашим наблюдениям на куполе Чюрлёниса летом 1958 г., в дни с преобладанием абляции при средней скорости снижения поверхности за сутки 1,4 мм/ч, в ночные часы (между Г и 7) эта скорость даже вырастала до 1,9 мм/ч из-за ослабления внутри- ледного таяния. Таяние ограничивает вместе с температурой поверхности и ее длинноволновое излучение, равное при 0°С 28400 кДж/(м?:сут). Это приводит иногда к очень редкому в других местах положи- 25