ными корками, что создает различия и в интенсивности процес-- сов метаморфизма в слоях снежной толщи. Во второй стадии метаморфизма обычно происходит укруп- нение зерен и дальнейшее уплотнение снега. Здесь также на- блюдается разнообразие в интенсивности и направленности процессов изменения структуры снега в зависимости от исход- ной плотности, мощности и структуры, от величины — нагрузки, температурных условий и ряда других факторов. Мелкозернистый снег превращается в среднезернистый (с диаметром частиц 1--2 мм) и затем в крупнозернистый (с диа- метром частиц более 2 мм). В нижних горизонтах снежного по- крова при наличии температурного градиента образуются слои глубинной изморози, состоящие из крупных чашеобразных кри- сталлов, относительно слабо связанных друг с другом. При резком оседании вышележащих слоев снега и других механиче- ских воздействиях кристаллы глубинной изморози и связи: между ними могут частично разрушиться, и тогда слой глубин- ной изморози может стать псевдотекучим. Таяние снега на поверхности и замерзание воды в снежном покрове ведет к его фирнизации и уплотнению. На склонах гор процессы метаморфизма усложняются из-за: неоднородности мощности и плотности снежного покрова и дей- ствующих в нем напряжений сжатия и сдвига. Различие кру- тизны и ориентировки склонов и неровности рельефа приводит к тому, что процессы метаморфизма снежного покрова могут протекать по-разному даже на относительно близко располо- женных друг от друга участках. 2.6. ТЕРМИЧЕСКИЙ РЕЖИМ И ТАЯНИЕ СНЕЖНОГО ПОКРОВА Термический режим снежного покрова определяется пре- имущественно теплообменом на поверхности и в меньшей сте- пени между почвой и снегом. В осенне-зимний период из почвы в снежный покров посту- пает тепло в виде кондуктивного потока за счет охлаждения й: промерзания почвы и геотермического потока, возможна так- же миграция водяного пара из почвы в снежный покров. В пе- риод таяния, когда температура снежнсй толщи приближается к 0°, возможно изменение направления потока — тепло будет поступать из снега в почву и расходоваться на повышение тем- пературы верхнего слоя мерзлой почвы под снегом. Величина потока тепла на поверхности снежного покрова: определяется элементами радиационного баланса, турбулент- ным теплообменом, испарением или конденсацией, выпадением жЖидких осадков. Интенсивность потока непостоянная и может изменяться в широких пределах даже в течение одних суток, возможно также изменение направления потока. Большое количество энергии поступает к поверхности снеж- ного покрова в виде прямой и рассеянной солнечной радиации, однако лишь небольшая ее часть поглощается — снегом, а 28 остальная отражается от поверхности снега. Альбедо снежного‹ покрова (отношение количества отраженной радиации к коли- честву падающей на поверхность снега радиации) изменяется в зависимости от структуры, влажности и загрязненности снега. Для свежевыпавшего снега альбедо составляет от 0,95 до 0,80. Это значит, что снежный покров может получать лишь от 5 до 20% поступающей радиации. Альбедо поверхности сухого пере- метенного снега колеблется от 0,80 до 0,65. Альбедо снижается по мере увлажнения снега, особенно в период его таяния. Аль- бедо средне- и крупнозернистого тающего снега порядка 0,60— 0,40, а у загрязненного снега с водой может уменьшаться до 0,20. Количество поступающей прямой солнечной радиации зави- сит от ориентации и крутизны склонов, соответственно наблю- даются большие различия термического режима снежного по- крова на разных склонах. Снег плохо пропускает радиацию, поэтому проникающая в снег часть солнечной энергии поглощается верхним слоем снеж- ного покрова толщиной в несколько десятков сантиметров. Верхний (10 см) слой поглощает до 90% радиации. Под дейст- вием проникающей радиации может возникать парниковый эф- фект снеготаяния при отрицательной температуре воздуха, ко- гда на поверхности снежного покрова образуется тонкая ледя- ная корка, а под ней происходит частичное оплавление кри- сталлов. Мнкого тепла снежный покров теряет в виде длинноволновой. радиации. Определенную роль играют также элементы радиа- ционного баланса, учитывающие обратную радиацию от обла- ков и атмосферы. Сочетание прихода тепла за счет проникаю- щей радиации и потери путем длинноволновой радиации при- водит к тому, что в ночное время радиационный баланс чаще всего имеет отрицательное значение и соответственно — поток тепла направлен из снежного покрова в атмосферу, а в дневные часы наоборот. ° Турбулентный теплообмен обусловливается разностью тем- пературы воздуха и поверхности снега. Когда температура воз- духа выше температуры поверхности снега, тепло от воздуха передается в снег. Если же воздух холоднее снега, то тепло по- ступает из снега в воздух. Интенсивность турбулентного тепло- обмена увеличивается по мере увеличения разности температу- ры поверхности снега и воздушных масс и роста скорости Ддви- жения воздуха над сне>'ным покровом. Турбулентный теплообмен может сопровождаться — выносом водных паров из толщи снега, возгонкой снега и испарением водных пленок. Нри определенных условиях происходит субли- мация содержащихся в воздухе водяных паров на поверхности снега в виде инея. Наиболее благоприятные условия для его образования появляются в ясные холодные ночи без сильного ветра при поступлении масс влажного воздуха.