ными водами (Пиотрович, 1968). Нарастание льда с нижней поверхности АЖ, за интервал времени, в течение которого сохраняются более или менее однородные метеорологические условия, т.е. ие выпадает большое количество снега, резко не меняется температура во- эдуха и процесс нарастания льда можно считать стационарным, определяется ло формуле: Щ к,2е_ Р м = у 72> * ОЬ “Р, где я - переходный козффициент от температуры воздуха на метеостанции к температуре снежно-ледяной поверхности, К - коэффициент, учитывающий влияние шуги подо льдом, Эд и Л, - козффициенты теплопроводности льда и снега, Л, - начальная толщина льда, ю й„ - высота снега на ЛЬДУ, Ёа - приток тепла к кижней поверхности льда, « - теплота МНа верхней поверхности ледяного покрова часто образуется слой снежного льда в ре- зультате оттепелей и выхода воды на лед от перегрузки его сиегом.. Распределение толщины ледяного покрова как по длине реки, так и по поперечным се- чениям обычно весьма неравномерко, что связано с неодновременностью эамерзания, не- равкомерным распределением снежного покрова, скоростей течения и притока теплых гру- нтовых вод. Наибольшая за зиму толщина ледяного покрова составляет в среднем за мно- го лет от 20 см на замерзающих реках южкых районов до 200 см на реках севера. Боль- чие толвины ледяного покрова отмечены на перемерзающих реках вечной мерэлоты в ре зультате образования наледей. Перемерзание характерно для малых рек этой зоны с бас- сейном до 600 км?, Общий объем льда ь ледяном покрове при достижении им максимальной толщины может служить характеристикой ледовых ресурсов. По приближенным оценкам, на земном шаре он составляет около 1380 км®, причем 30% приходится на реки, 59% на озера и 11% на во- дохранилица - Ослабление ледяного покрова весной начикается с момента схода смега с его повер- хности. Проникающее в толцу льда Тепло солнечной радиации способствует обтаиванию граней кристаллов и нарушекию связей между ними, в результате чего прочность ледяно- го покрова уменьшается пропорционально количеству образовавшейся в толще льда жидкой Фазм. Обозначая относительное предельное сопротивление льда на изгиб через У ‚ пре- дельное сопротивление необлученного солицем льда через ,, & облученного через В, С.Н.Булатов (1970) приходит_к уравнению: у= пив, = @ -[ )?, (10.1) о 5о где 5 - количество поглощенной льдом солнечной энергии, $5, - предельное количество этой энергии, при лриходе которой лед полностью теряет прочность. В момент, когда влекущее усилие потока, весной обычно воэрастающее с увеличением водности реки, превосходит прочность ледяного покро! последний разрушается на от- дельные льдины, и начинвется весениий ледоход. Вго начело обычно прикимается эа вскры- тие реки. Условием начала движения льда раньше поляой потеры им прочности служит от- деление льда от берегов (образование закраин) и повышение уровия воды над максималь- мым зимним ие менее чем на толпину ледяного покрова. Усилия, прилагаемые потоком ко льду пропорциональны для каждого данного участка реки уровню воды # как характеристи- ке влекущей силы потока и его презышению над зимним АН как характеристике степени <свободы движения полосы льда, отделенной от берегов. Отсюда условие начала ледохода Ун, © 7(8 #, а). Конкретный вид зависимости, выражаемой этим мер ждого участка реки различен и связан с совокупностью морфологических и гидравличес- ких условий. Ёе обобщение оказалось возможным при выражении ’,',‹ м @ в момент вскры- тия через их модульные коэффициенты. Дата начала ледохода, отражающая качественное изменение в состоянин реки - важ- нейшая характеристика ледового режима рек - приводится на картах Атласа. Продолжите- льность ледохода на реках зависит от толщины и степени разрушенности льда при вскры- енством, для ка- - 56-