турбулентное тепло.

В целом отток турбулентного тепла из атмосферы в ледники, равный приблизительно 50 • 1014 МДж, достаточен для охлаждения на 1° 5 • 1018 м3 воздуха при давлении приблизительно 750 гПа, что примерно соответствует объему всей тропосферы Земли. Следовательно, современная тропосфера охлаждается оледенением на 1 ° за счет повышенного альбедо ледников и еще на 1° за счет отдачи тепла в них с турбулентным потоком, из которого только 6% тратится на таяние ледников, а остальные 94% — на их радиационное излучение (главным образом в Антарктиде). Суммарное охлаждение современным оледенением равно 2 °С.

Слой абляции.

Слой абляции на высоте границы питания принимался равным среднему слою таяния по поверхности ледников. Площадь ледников, соответствующая различным градациям абляции, определялась ее подсчетом между соответствующими изолиниями абляции на высоте границы питания, показанным на карте.
В сумме затраты тепла на таяние составляют около 25-1013 МДж, т.е. примерно в 20 раз меньше, чем затраты на компенсацию отрицательного радиационного баланса, и не имеют существенного значения для глобального охлаждения атмосферы.

Слой абляции на высоте границы питания принимался равным среднему слою таяния по поверхности ледников. Площадь ледников, соответствующая различным градациям абляции, определялась ее подсчетом между соответствующими изолиниями абляции на высоте границы питания, показанным на карте.

В сумме затраты тепла на таяние составляют около 25-1013 МДж, т.е. примерно в 20 раз меньше, чем затраты на компенсацию отрицательного радиационного баланса, и не имеют существенного значения для глобального охлаждения атмосферы.

Затраты тепла.

Затраты тепла на таяние на поверхности ледников определены нами для Гренландского ледникового покрова (Кренке, 1982) в 65 • 1012 МДж. Талый сток с Антарктического ледникового покрова, по расчетам В.Д. Клокова (1979), составляют только 15 км3/год, что соответствует ежегодным затратам тепла 5 • 1012 МДж. Затраты тепла на таяние малых покровных и горных ледниковых систем приведены в табл. 4.
Величины таяния в этих системах для арктических ледниковых покровов получены на основе эталонных балансовых наблюдений и пересчетов по ним (Чижов, 1976; Кренке, 1982; Гляциология Шпицбергена. 1985). Для остальных ледниковых систем оценка ледникового стока получена по режимным картам, подготовленным для Атласа снежно-ледовых ресурсов мира.

Затраты тепла на таяние на поверхности ледников определены нами для Гренландского ледникового покрова (Кренке, 1982) в 65 • 1012 МДж. Талый сток с Антарктического ледникового покрова, по расчетам В.Д. Клокова (1979), составляют только 15 км3/год, что соответствует ежегодным затратам тепла 5 • 1012 МДж. Затраты тепла на таяние малых покровных и горных ледниковых систем приведены в табл. 4.

Величины таяния в этих системах для арктических ледниковых покровов получены на основе эталонных балансовых наблюдений и пересчетов по ним (Чижов, 1976; Кренке, 1982; Гляциология Шпицбергена. 1985). Для остальных ледниковых систем оценка ледникового стока получена по режимным картам, подготовленным для Атласа снежно-ледовых ресурсов мира.

Ледниковые покровы.

Для островных и субарктических ледниковых покровов площадью около 300 тыс. км2 круглогодичные наблюдения за радиационным балансом имеются только для вершин ледникового купола Чюрлёниса на Земле Франца-Иосифа, где он составлял —92 МДж/м2 в год (Оледенение Земли Франца-Иосифа, 1973). В пересчете на всю площадь это дает около — 3 • 1013 МДж/год. Для горных ледников площадью 200 тыс. км2 в качестве опорной может быть принята величина -63 МДж/м2, измеренная на леднике Федченко (Ледник Федченко, 1962). В пересчете на всю площадь это дает несколько больше —1 • 1013 МДж/год. Общий радиационный баланс малых покровных и горных ледников составляет, таким образом, -0,4-1014 МДж/год и в сумме с континентальным покровным оледенением равен -4,8 10ls МДж/год. Эти потери составляют около 0,2% солнечного тепла, поглощаемого поверхностью нашей планеты.

турбулентный поток.

Этот сток осуществляется в виде турбулентного потока явного тепла или потоком скрытого тепла за счет конденсации на поверхности ледников.
Радиационный баланс поверхности Антарктического ледникового покрова определен В.Г. Аверьяновым (1979) равным -4,2-1015 МДж/год. Эта величина в Антарктиде полностью компенсируется явным потоком тепла из атмосферы, так как испарение там преобладает над конденсацией. Баланс составляет слой испарения около 20 мм/год. На него затрачивается еще около 0,8 • 1015 МДж/год явного тепла. В Гренландии годовой радиационный баланс равен — 0,5 * 1015 МДж/год (Кренке, 1982).

Этот сток осуществляется в виде турбулентного потока явного тепла или потоком скрытого тепла за счет конденсации на поверхности ледников.

Радиационный баланс поверхности Антарктического ледникового покрова определен В.Г. Аверьяновым (1979) равным -4,2-1015 МДж/год. Эта величина в Антарктиде полностью компенсируется явным потоком тепла из атмосферы, так как испарение там преобладает над конденсацией. Баланс составляет слой испарения около 20 мм/год. На него затрачивается еще около 0,8 • 1015 МДж/год явного тепла. В Гренландии годовой радиационный баланс равен — 0,5 * 1015 МДж/год (Кренке, 1982).

Сток тепла.

Если исключить из осреднения неправдоподобно малое альбедо за март для широты 80-90° (0,40), то альбедо этой зоны приблизится к принятой нами величине 0,75, каким оно там и было измерено в разгар антарктического лета — в ноябре и декабре. Во всяком случае, приведенное сопоставление указывает на то, что наши оценки коротковолнового излучения ледниками в космос преувеличены не более, чем на 10%.
Сток тепла из атмосферы в ледники. Дополнительным к альбедному механизмом охлаждения атмосферы является сток тепла из атмосферы в ледники на компенсацию отрицательного радиационного баланса их поверхности (длинноволнового излучения, превышающего коротковолновый приход) и затрат тепла на таяние льда.

Если исключить из осреднения неправдоподобно малое альбедо за март для широты 80-90° (0,40), то альбедо этой зоны приблизится к принятой нами величине 0,75, каким оно там и было измерено в разгар антарктического лета — в ноябре и декабре. Во всяком случае, приведенное сопоставление указывает на то, что наши оценки коротковолнового излучения ледниками в космос преувеличены не более, чем на 10%.

Сток тепла из атмосферы в ледники. Дополнительным к альбедному механизмом охлаждения атмосферы является сток тепла из атмосферы в ледники на компенсацию отрицательного радиационного баланса их поверхности (длинноволнового излучения, превышающего коротковолновый приход) и затрат тепла на таяние льда.

Оценка отражения радиации.

Оценку отражения радиации в космическое пространство ледниковым покровом Антарктиды выполнил также В.Г. Аверьянов (1979) по картам, построенным по спутниковым данным станции Нимбус-3. Эта величина оказалась равной лишь 5,1 • 1016 МДж вместо 5,9 * 1016 МДж по нашей оценке, что объясняется гораздо более низким (0,61) альбедо системы Земля-атмосфера, чем следовало из наших допущений. Однако более позднее обобщение спутниковых данных, выполненное Д. Стефенсом в 1981 г. (Кондратьев, Биенко, 1984), дает среднее альбедо системы Земля- атмосфера для зоны 80-90° ю.ш. 0,70, а для 60-70° — 0,64.

Движение воздуха.

Как показал А.Ю. Михайлов, пространственные неоднородности в полях аккумуляции и соответствующих им полях климатических количеств осадков, которые имеют масштаб в десятки—сотни километров, практически полностью определяются неоднородностями в полях так называемой ’’орографической составляющей вертикальных движений воздуха”. Коэффициент корреляции между названными полями оказался равным 0,7-0,9, что было определено по формуле
F = ай +bv,
ор
где тор — климатическое, или среднее многолетнее, значение орографических вертикальных движений воздуха в расчетной точке на расчетном уровне, амии— соответственно зональная и меридиональная составляющие климатического ветра в нижней тропосфере на расчетном уровне. Особого объяснения требуют коэффициенты а и Ь, которые представляют собой интегралы от абсолютных высот рельефа в районе с радиусом 400 км, включающие так называемую функцию влияния, т.е. весовую функцию, равную нулю в расчетной точке, достигающую максимума в 100-200 км от нее и затем убывающую.

Как показал А.Ю. Михайлов, пространственные неоднородности в полях аккумуляции и соответствующих им полях климатических количеств осадков, которые имеют масштаб в десятки—сотни километров, практически полностью определяются неоднородностями в полях так называемой ’’орографической составляющей вертикальных движений воздуха”. Коэффициент корреляции между названными полями оказался равным 0,7-0,9, что было определено по формуле

F = ай +bv,

ор

где тор — климатическое, или среднее многолетнее, значение орографических вертикальных движений воздуха в расчетной точке на расчетном уровне, амии— соответственно зональная и меридиональная составляющие климатического ветра в нижней тропосфере на расчетном уровне. Особого объяснения требуют коэффициенты а и Ь, которые представляют собой интегралы от абсолютных высот рельефа в районе с радиусом 400 км, включающие так называемую функцию влияния, т.е. весовую функцию, равную нулю в расчетной точке, достигающую максимума в 100-200 км от нее и затем убывающую.

Отраженные на карте данные.

В-четвертых, отраженные на карте данные о распределении аккумуляции позволили восстановить направления переноса воздуха в нижней тропосфере, который преобладал в дни с осадками. Это было сделано на основе гидродинамического метода, разработанного в Институте географии АН СССР А.Ю. Михайловым (1985). Указанный метод, будучи использован в комбинации с методом Кренке, создает возможность для определения циркуляционных условий, при которых осуществлялось питание ледников эпохи последнего оледенения.

Важная роль.

В-третьих, карта еще раз подтверждает важную роль орографического фактора в распределении атмосферных осадков. Как и на карте Саяно- Тувинского нагорья, на ней ясно выражены горизонтальные плювиографи- ческие градиенты (до 10 мм/км), приуроченные к наветренным склонам хребтов, резкие перепады в значениях аккумуляции на наветренных и подветренных склонах, которые в ряде случаев составляли 400-500 м, а также ’’струйная” структура поля аккумуляции. В частности, на приведенной карте видно, что одна из крупных ’’струй” внедрялась с юго- запада в коридор, возникавший между Верхоянским ледниковым комплексом и юго-восточным склоном ледникового щита, покрывавшего арктический шельф; вторая, особенно широкая, ’’струя”, направленная с северо-запада на юго-восток, проникала в понижение бассейна Средней Лены и Алдана; третья ’’струя” была направлена с юга в Охотское море и далее через горные перевалы в верховья Колымы; четвертая — с востока, из северной части Берингова моря, в бассейн Анадыря.