ного воздуха, описано и на Полярном Урале [87]. По-видимому, явления — свидетельствует и наблюдавшееся нами на Земле Франца-Иосифа, Кавказе и Тявь- Шане сохранение пятен снега на концах языков и у краев ледниковых куполов. Такие озера могут оказывать подпруживаю- о широком — распространении ЭТОГО щий эффект на ледниковые ветры [59]. а) ЯМ 87 6 5 6 * . 13% и /Л Й { | ! ! ! ! 0 200 400 600 600 00М Рнс. 1. Вертикальный разрез температуры воздуха (° С) в при- ледном слое по поперечнику через Марухский ледник. а — холодное ядро в левой части ледника; 6 — два холодных ядра на поперечнике через ледник; 6 — холодное ядро на оси ледника; /—} — пункты наблюдення. В фирновой области Марухского ледника на Кавказе обычно наблюдается поперечное распределение температуры воздуха (рис. 1), отличающееся от расчетного распределения над плоским снежником. Такой расчет предсказывает существование холод- ного ядра посредине снежника и потепление вверх и к краям. Нами по данным наблюдений Н. В. Давидович построено 126 вертикальных — разрезов температуры воздуха над ледником. В 99 случаях холодное ядро располагалось в фирновой области не на оси ледника, а в левой его части (рис. 1 а), в глубине кара, 28 где ввиду малой скорости ветра воздух успевал сильнее охла- диться. Аналогичное явление обнаружено Т. Я. Денисовой при проведении микрометеорологической съемки в фирновой области ледника Туюксу летом 1971 г. В 51 случае (41 %) на Марухском леднике отмечался вторичный минимум (рис. 1 6). В 12 случаях он был единственным, в остальных — дополнительным к основному в глубине кара. Этот минимум приходится на склон ледника, примыкающий к правой морене, и, вероятно, обусловлен — ска- тыванием холодной пленки воздуха в ложбину между ледником и мореной. Действительно, вторичный — минимум — наблюдался, как правило, в ясную теплую погоду, когда глубина инверсии была наибольшей. Минимум температуры воздуха на оси ледника (рис. 1 в) отмечался лишь в 21 случае (17 %). Соскальзывание холодного воздуха и развитие ледникового ветра облегчается еще одной особенностью — ледниковой поверх- ности — малым коэффициентом шероховатости г0. По наблюде- ниям А. П. Волошиной, этот параметр на льду долинных ледников Эльбруса колебался от 0,3 до 19 мм [51], а на фирне и снегу — от 0,3 до 10 мм. Другие авторы приводят еще меньшие значения. Так, Н. В. Давидович на льду ледника Гергети в 1969 г. получила 0,1 мм [88]. Б. Хольмгрен ([306] определил для поверхности снега на склоне ледникового купола Девон го в пределах 0,08— 10 мм с наиболее частыми значениями 0,1—0,5 мм. На Марухском леднике Л. С. Ворониной и П. А. Королевым выполнены параллельные измерения динамической (2о) и <«гео- метрической» шероховатости. Первая получалась экстраполяцией вниз данных 5-уровенных (до 12 см) наблюдений за ветром, вторая — измерением — изрезанности микрорельефа в 150 точках на площадке около 1,5 м?. За меру геометрической шероховатости принято среднее квадратическое отклонение с расстояний от по- верхности до фиксированной плоскости. Максимальная амплитуда бугров равнялась примерно 4с. Обе характеристики — менялись в целом параллельно друг другу. На тающем снегу в разгар лета го составляло около '/\; высоты препятствий. Летний снегопад уменьшил оба показателя шероховатости. Измерениями Л. С. Во- рониной подтверждено уменьшение го с ростом скорости ветра. Аналогичное уменьшение го при скорости ветра от 2 до 7 м/с отме- чал и Б. Хольмгрен [306]. Любопытно, что с той же критической скоростью ветра (около 7 м/с) связано начало метелевого пере- носа, а го при этом близко к размеру снежинок, которые в Ээтом случае уже не обтекаются, а подхватываются потоком воздуха. 2.5. Влияние на климат Гренландского ледникового щита Большие ледниковые покровы в настоящее время отсутствуют на территории СССР и поэтому не являются предметом нашего исследования. Однако гренландский ледниковый покров оказывает существенное воздействие на весь режим циркуляции атмосферы над Северным Ледовитым океаном, а следовательно, и на условия 29