/ Ё Правая часть слагается из трех тесно взаимосвязанных членов: радиа- ционного (а!—-К), конвективного (Од) и эффекта конденсации (6007Р). Радиационный члеи получается из непосредственных измерений с пПо- мощью балансомера. Зная 80Н и а!—К, можно узнать величину суммы остальных двух членов: 80Н — (а! — К) = Оа -- 600Р. Затем @д н 600Ё вычисляют по отдельности. Для этой цели сперва используется отношение В между конвекционным переносом тепла (Фд) и переносом тепла водяными парами (600Р) по формуле Боуена: Р — (9 — 0 о) 1013‚2 (еш—е200) где Р — атмосферное давление в мб, е — упругость насыщенного водяно- го пара при тёемперагуре ,, подстилающей поверхности, @0 #© 900 — упругость насыщенного водяного пара и тёмпература воздуха на высоте 200 см*; на поверхности тающего ледника ® „== 0°, е ; =6,11 мб. После этого, вводя суммарное значение ©,-+6007, получаем В == 046 В а == а 600Р , 9 а+ Б)(О + ) : Фа +- 6007 600° = — — , 1+-Ё Следуя И. М. Лебедевой (1961), для определения турбулентного тепло- обмена с атмосферой и затрат тепла на испарение можно воспользоваться и такими формулами: @, — 0, 64 рА, 6008 = ОЛе, где А и Ае — градиенты температуры и влажности, а Р — коэффициент теплообмена и влагообмена (внешней диффузии), получаемый из уравне- иия теплового баланса; р (а! — К) — 80Н 70,64а7 + ае ° ` П. А. Шумский (1955, стр. 412) рассматривает тепло- вой баланс не просто физической поверхности ледника, но всего деятельного слоя (т. е. слоя сезонных колебаний температуры), и для стационарного процесса, когда данный участок поверхности не перемещается в другие условия (пу- тем горизонтального движения или, если лед неподвижен,— вверх, из-за накопления слоев), получает выражение \ — Е -- 1 — 5 = 0 при следующих значениях: \No — интегральная сумма прихода тепла за год в результате всех тепловых потоков внутрь дея- тельного слоя (кроме скрытой теплоты плавления), Р — по- ‚ * Собственно, В — это потенциальная температура, но для небольших высот над поверхностью ледника ее заменяют обыкновенной темпера- турой. 282