толщи © глубиной, одна из которых получена в начале интер-
вала, а другая в конце егог Гр (2)ая; 
(1.2)
здесь Ё, — количество замерэшей 
воды, 
г/см%; 
С— удельная
теплоемкость снега и фирна, кал/г град; / —- скрытая теплота
плавления льда, кал/г; г— толщина 
активного слоя снежно-
фирновой толщи, ем; р — плотность снега н фирна, г/см®; Ай—
разность температуры снега или фирна в конце и в начале рас-
сматриваемого интервала времени, град.
Образование инфильтрацнонного льда вследствие усвоения
запаса зимнего холода называется весенним льдообразованием
{138 С достаточной для целей гидрологии ледников точностью!
оно может быть рассчитано по следующей простой зависимости,
вытекающей из формулы (1.2)
Р, ==0,00625$ й, 
(1.3)
где Е — весеннее льдообразование, мм; $ — запас снега и фирна
в активном 
слое, мм; А/— 
изменение средней температуры спега
и фирна в том же активном слое за расчетный период, грал.
Классические работы по изучению снежно-фирновой толщи
были выполнены Х. Свердрупом на плато Изаксен (Шпицбер-
ген) в 1934 г. [236). Расчеты ‘весениего льдообразования, сделан-
ные им на основе уравнения (1.2), приводятся в табл. 
|
Таблица 
1
Изменение величины весеннего льдообразования на плато Изаксе
(Шпицберген). летом. 1935 г
Е1&
Е
За период, мм 
18 
12 
4
С 
начала таяния, мм 
‘ 
114 | 126 | 134 | 138
С начала таяния, % 
82 
91 
97 | 100
Из табл. 
| 
видно, что потери талой воды на льдообразова-
ние быстро сокращаются 
`по мере развития таяния.
Инфильтрация талых вод происходит отдельными струйками,
а не равномерно сплошным фронтом. В числе прочих эффектов
это явление приводит к неравномерному распределению темпе-
ратур снега даже на однородной поверхности. 
Х. 
Свердруп про-
вед 
измерения 
температуры 
фирна 
на 
различных 
глубинах
в 9 точках по сетке квадратов со стороной 15 м. 
В 0 ч 9/УП
1934 г. на глубине 4 м средняя (из девяти точек) температура
16