Параметр шероховатости снежного покрова.

Параметр шероховатости снежного покрова обычно изменяется от 0,001 до 0,07 см, в то время как низкая трава имеет показатель шероховатости от 0,2 до 0,7 см, а высокая трава — от 3,7 до 9,0 см. Малая шероховатость поверхности вызывает усиление ветра. Поэтому, когда трава покрывается снегом, уменьшается фрикционное торможение и, при прочих равных условиях, скорость ветра у поверхности возрастает. Так, если низкая трава с параметром шероховатости 0,4 см покрывается снегом, имеющим параметр шероховатости 0,005 см, то отношения скоростей ветра на высотах 10, 5, 1 и 0,5 м над поверхностью к скорости ветра на высоте 20 м изменяются от 0,92; 0,84; 0,63 и 0,38 соответственно до 0,95; 0,89; 0,76 и 0,59 (Handbook of snow, 1981).

Процесс.

Этот процесс ведет к тому, что при теплообмене с воздухом, температура которого выше температуры поверхности снега, последняя понижается, а при охлаждении воздуха, наоборот, повышается. По наблюдениям Е.Е. Гуртовой, в Приэльбрусье средняя суточная температура воздуха на высоте 2 м над поверхностью снега возросла с 26 до 28 января 1956 г. с -11 до -7° С, а температура поверхности снега понизилась с —9 до —16° С (рис. 12). Подобные явления, в частности, объясняются воздействием энергии фазовых переходов.
Шероховатость поверхности снега. Снежный покров отличается сравнительно малой шероховатостью поверхности, которая несколько увеличивается при дефляции снега.

Этот процесс ведет к тому, что при теплообмене с воздухом, температура которого выше температуры поверхности снега, последняя понижается, а при охлаждении воздуха, наоборот, повышается. По наблюдениям Е.Е. Гуртовой, в Приэльбрусье средняя суточная температура воздуха на высоте 2 м над поверхностью снега возросла с 26 до 28 января 1956 г. с -11 до -7° С, а температура поверхности снега понизилась с —9 до —16° С (рис. 12). Подобные явления, в частности, объясняются воздействием энергии фазовых переходов.

Шероховатость поверхности снега. Снежный покров отличается сравнительно малой шероховатостью поверхности, которая несколько увеличивается при дефляции снега.

Температура поверхности снега.

Если же температура поверхности снега ниже температуры воздуха, возможны два варианта развития процесса: при температуре поверхности снега выше точки росы приземного слоя воздуха со снежного покрова будет происходить испарение, а при обратном соотношении — конденсация водяных паров из атмосферы на поверхности снега. При этом конденсация продолжается до тех пор, пока температура поверхности снежного покрова не достигнет точки росы.
Таким образом, в любых условиях температура поверхности снежного покрова стремится к температуре, соответствующей насыщению водяным паром приповерхностного слоя воздуха.

Если же температура поверхности снега ниже температуры воздуха, возможны два варианта развития процесса: при температуре поверхности снега выше точки росы приземного слоя воздуха со снежного покрова будет происходить испарение, а при обратном соотношении — конденсация водяных паров из атмосферы на поверхности снега. При этом конденсация продолжается до тех пор, пока температура поверхности снежного покрова не достигнет точки росы.

Таким образом, в любых условиях температура поверхности снежного покрова стремится к температуре, соответствующей насыщению водяным паром приповерхностного слоя воздуха.

Понижение температуры.

В результате по мере понижения температуры воздуха водяной пар сублимируется на поверхности снега или непосредственно в воздухе. В этом случае массив снега действует как сток для атмосферной влаги (Radok, Lile, 1977). Снежный покров ’’выжимает” атмосферную влагу, и благодаря этому процессу еще больше увеличивается альбедо поверхности.
а поверхности снежного покроа и в его толще оказывает существенное влияние на распределение температуры внутри снега (Гуртовая, 1961). Характер процесса зависит от соотношения температур поверхности снега и воздуха, а также влажности воздуха. Если температура поверхности снега превышает температуру воздуха, то при любом количестве водяного пара в воздухе со снежного покрова будет происходить испарение и температура его поверхности будет понижаться.

В результате по мере понижения температуры воздуха водяной пар сублимируется на поверхности снега или непосредственно в воздухе. В этом случае массив снега действует как сток для атмосферной влаги (Radok, Lile, 1977). Снежный покров ’’выжимает” атмосферную влагу, и благодаря этому процессу еще больше увеличивается альбедо поверхности.

а поверхности снежного покроа и в его толще оказывает существенное влияние на распределение температуры внутри снега (Гуртовая, 1961). Характер процесса зависит от соотношения температур поверхности снега и воздуха, а также влажности воздуха. Если температура поверхности снега превышает температуру воздуха, то при любом количестве водяного пара в воздухе со снежного покрова будет происходить испарение и температура его поверхности будет понижаться.

Температурный режим.

Этот рисунок показывает также влияние на температурный режим прослоек и корок; вблизи них внутри снега появляется повышенный температурный градиент. Объемная теплопроводность в многослойном снежном покрове с внутренними ледяными корками пока известна плохо, но, по-видимому, она ниже, чем в однородном снеге (Weller, Schwerdtfeger, 1977).
Влажность поверхности и роль фазовых переходов. Давление пара у поверхности в снегу не может быть больше максимального давления при 0° С, равного 610 Па. Это относительно низкая величина, и она становится еще меньше при отрицательных температурах снежного покрова.

Этот рисунок показывает также влияние на температурный режим прослоек и корок; вблизи них внутри снега появляется повышенный температурный градиент. Объемная теплопроводность в многослойном снежном покрове с внутренними ледяными корками пока известна плохо, но, по-видимому, она ниже, чем в однородном снеге (Weller, Schwerdtfeger, 1977).

Влажность поверхности и роль фазовых переходов. Давление пара у поверхности в снегу не может быть больше максимального давления при 0° С, равного 610 Па. Это относительно низкая величина, и она становится еще меньше при отрицательных температурах снежного покрова.

Теплоизолирующее воздействие снежного покрова.

Теплоизолирующее воздействие снежного покрова приводит к повышению средней температуры с глубиной. Величина амплитуды изменений температур, времени прохождения температурной волны и средней температуры на том или ином горизонте меняется в широких пределах в зависимости от толщины снежного покрова и продолжительности его существования, физических свойств снега и почвы, температуры воздуха. Так, в районе обсерватории Мирный (Антарктида) в снежном покрове толщиной около 1,5 м температурная волна в сентябре 1957 г. достигла его основания лишь через шесть суток. Температура на поверхности снега 4 сентября понизилась до —30° С, а на глубине 1,5 м минимальная температура была отмечена только 10 сентября (рис. 11).

Основные положения и выводы.

Основные положения и выводы всех указанных разделов неоднократно докладывались на всесоюзных гляциологических симпозиумах, обсуждались на семинарах и других научных заседаниях гляциологов и, таким образом, прошли достаточную предварительную апробацию. В сборе и обработке полевых и литературных данных участвовали многие сотрудники отдела гляциологии, особенно лаборатории гляциологических прогнозов. Всем этим сотрудникам, а также B.C. Поповой, Т.П. Пицхе- лаури и J1.H. Щевелевой, оказавшим большую помощь в технической подготовке рукописи, авторы приносят глубокую благодарность.

Атмосферное питание.

В эти главы впервые включены результаты определения интенсивности атмосферного питания древних ледников и их комплексов (М.Г. Гросвальд, J1.H. Глебова, В. Н. Орлянкин). В главе 9 представлена модель, позволяющая оценивать состояние климата на локальном, региональном и глобальном. В главе 10 рассмотрено влияние отдельных ледников, даны характеристики этого слоя и структуры радиационного и теплового балансов.

Ледниковый климат.

Глава 4 посвящена роли взаимодействий оледенения с океаном в формировании ледниковых климатов плейстоцена (М.Г. Гросвальд). В этой главе рассмотрена модель, в которой ледниковые климаты плейстоцена и их изменения представлены как следствия ’’эффектов Милан- ковича”, усиленных действием положительных связей в системе оледенение—океан—атмосфера. Особо рассматриваются климатические эффекты взаимодействий ледниковых покровов и связи изменений уровня Мирового океана с климатом (А.Б. Казанский). Главы 7 и 8 посвящены синтезу данных по последнему оледенению горных систем юга Сибири и восточной части СССР.

Проведенная работа.

Проведенная нами работа была начата с составления долгосрочной программы полевых, картографических и теоретических исследований на трех пространственных уровнях — глобальном, региональном и локальном. Лишь часть ее выполнена за период 1981-1985 гг. Удалось, в частности, составить сравнительно полную характеристику условий существования и климатической роли современных ледников (А.Н. Крен- ке), снежного покрова (В.М. Котляков) и морских льдов (В.Ф. Захаров). В соответствующих главах настоящей книги дан анализ связей размещения нивально-гляциальных систем с циркуляцией атмосферы и полями климатических элементов, оценена роль льда и снега в радиационном и тепловом балансах природных систем, показаны успехи современных методов изучения.