вого н водного балансов, записанных для одинаковых промежут-
ков времени, является испарение с поверхности суши. Ё, которое
зависит как от наличия влаги, так и от поступления - солцечной
энергии. Всли бы можно было 'достаточно надежно определить ра-
диационный баланс и турбулентный теплообмен, а также другие
раднационные характеристики для расчетного нитервала времени
в условнях постоянно меняющейся увлажненности подстилающей
поверхности, то определение Ё из уравнения. теплового баланса ®
последующее решение уравнения водного баланса не представляло
бы большой сложности. Однако эта 
задача может быть решена
лишь для отдельных ограниченных участков суши путем органи-
Зации специальных детальных наблюдений. Первые исследования
© использованием совместного уравнения водного н теплового ба-
лансов были выполнены для средних - многолетних условий и го-
дового ннтервала времени. Такими уравнениями «связи» ЯВИЛИСЬ
формулы Ольдекопа
Е == В/Ь РИБ 
2.4)
и Шрейбера
Б== Р1 — ехр (— БУР), 
(2.5)
тде Ео — максимально возможное испарение,
`Позднее М. И. Будыко 
предложил 
определять максимально
возможное испарение [21] Е одним из следующих приемов:
1) как частное от деления раднационного баланса, соответст-
вующего условиям. достаточного увлажнения & на удельную теп-
_лоту испарения Г. т 
©.
Бу= ВА 
(26)
2) по формуле
27
где ео — упругость насыщающих паров при 
температуре увлаж-
ненной подстилающей поверхности; е — упругость водяных паров
в воздухе; с-—- параметр, зависящий от 
коэффициента внешней
диффузни 0.
рн 0 =+0,63-10-? м/с для месячных интервалов времени с
— 17,5. Более точные результаты определения параметра Ёо могут
быть` получены при использовании 
формулы (2.7). Среднее гео-
метрическое из _ соотношений 
(2.4) и (2.5) с учетом выражений
(2.6) или (2.7) представляет собой уравнение связи Будыко, ко-
торое в настоящее время широко используется при определений
среднего годового испарения с поверхности суши:
вЕ = РЕ 
— ехр (—Б/Р)] 1 РГЕо.
Уравнения (2.4), (25) и 
(28) 
устанавливают ` зависимость
среднего годового испарения от осадков и радиационного баланса
увлажненной поверхности. 
Раднационный 
баланс увлажненной
поверхности должен при этом 
рассчитываться 
по ` температуре
28
Во== 
е (ео — ),
(2.8)
этой поверхности 0. Для определения & н е», в соответствии с ра-
ботами. [8, 21], совместно решаются уравнение теплового баланса
(9.1) для увлажненной поверхности н уравнение Магнуса. Отдель-
чые члены уравнения теплового баланса (2.1) в рассматриваемом
‘случае определяются следующим образом. Раднационный баланс
увлажненной поверхности & 
(Дж/м®) 
находится для 
месячных
интервалов времени по выражению.
К = 4,19: 107 [8’ 
— 0,33 (( 
— ],
(2.9)
`где &' — раднационный баланс, рассчитанный по темпер 
:
! 
) 
а 
атуре 
воз-
духа; { — температура воздуха. 
Т
Затраты тепла на максимально возможное испарение (Дж/мё)
и козффициенте внешней диффузии О = 063 см/с определяются
а основании зависимости
(Во== 4410° (1, 15е — 
о). 
(2.10)
| „ гУрбулеитный теплообмеи с атмосферой (Джу/аё). при указан-
х условиях для месячных интервалов - рассчитывается 
следую-
` щим образом: 
) 
й 
Й
т=2,14:10'(6 —. 
@10
Подставляя — выражения (2.9) 
— (211) 
в 
уравнение 
тепл
баланса. (2.), после ряда простейших преобразований получаем
Ао= о + 0,691 == 0,825 (&’ — В) + 0,59; + 0,87е. 
(2.12)
`Величина ео определяется по 
У!
' 
л 
‘равнению Магиуса, имею
гедующий вид: 
Т 
е
ео== 4,58. 10748238 
+ ), 
(@.13)
— 
Совместное решение уравнений 
(2.19) 
н 
(2.13) может_быть
выполнено с помощью графиков, представленных на_рис, 2 После
‘определения Значения Ао (правой части уравнения (2.12)) по гра-
`фику с кривой / снимаются значения . По данным о % 
© кривой
снимаются значения ео, которые используются в формуле (2.7)
я оценки параметра Ё%. Таким образом, для определения В, 
Г.
В достаточно иметь данные 
наблюдений 
стандартной сети’за
‘элементами раднационного режима, 
осадками, 
температурой 
и
ажностью_воздуха. Такие наблюдения в настоящее время про-
›дятся. на большей части территории СССР, В случае отсутствия
‘тинометрических данных 
— раднационный баланс увлажненной
эверхности может быть определен косвенным путем, в частности,
в зависимости от температуры 
воздуха, а параметр Е) — в зави:
симости от условного дефицита 
влажности воздуха по методике.
И. Зубенок [59]. В последнем ` случае величины В и В будут
отличаться пониженной точностью по сравнению с их значениями,
оцененными указанными выше приемами. 
Т