264 Основной задачей гидравлического расчета подледных потоков явля- ется определение пропускной способности канала после наступления ледо- состава. Обычно напорный поток под ледяным покровом расчленяют на два слоя, в которых принимается различное распределение скоростей на верти- кали. На рисунке 5.$ приведены поперечные сечения канала при различных соотношениях шероховатости русла и ледяного покрова. В.С. Алтунин (1979) на основе анализа кинематической структуры потока, стесненного ледяным покровом, выделяет три наиболее типичные расчетные схемы. Первая относится к водотокам, покрытым льдом неболь- шой толщины (, = 0,2-0,5 м) с гладкой поверхностью нижней кромки. Вы- сота выступов шероховатости на нижней поверхности Л, настолько незна- чительна, что при наличии только неподвижных рифелей или небольших гряд в русле А, > А, и, следовательно, коэффициент шероховатости русла п, > п, . Для каналов значение п, = 0,015 — 0,035. Меньшие значения характер- ны для устойчивых каналов с глубиной потока свыше 5 м, а большие — для каналов с интенсивным русловым процессом, заросших и заиленных с глу- биной до 5 м. Следовательно, первая расчетная схема справедлива для тех напорных потоков под ледяным покровом, у которых п, < 0,015 — 0,020 (для больших каналов) и п, < 0,020 — 0,035 (для средних каналов). Вторая и третья расчетные схемы будут наблюдаться во второй и тре- тий период ледосостава, когда А, ^8 А, или А/ > А,. Второй случай характе- рен для периода появления волновых образований на нижней поверхности ледяного покрова, а третья схема представляет наиболее сложный случай образования ледяного покрова с повышенной шероховатостью нижней кромки, когда п„>п, и А, >А,, причем это различие может быть очень большим и коэффициент п, в несколько раз выше п,. Последний случай в основном наблюдается для речных потоков, а в каналах — лишь при опреде- ленных условиях. Во всех расчетных схемах напорный поток разделен на два слоя — верхний толщиной 1, прилегающий к ледяному покрову, и нижний толщи- ной ,, прилегающий к ложу канала. На границе, разделяющей эти слои в зоне максимальных скоростей, наблюдается изгиб в эпюре распределения продольных скоростей на вертикали. Если принять степенную форму распределения продольных скоро- стей, то можно предложить следующие зависимости, характеризующие это распределение в зависимости от шероховатости русла и ледяного покрова (Алтунин, 1979). Для первого слоя, примыкающего ко дну, распределение скоростей можно записать в виде: Х, Ч ^1 — = Ь_ ‚ (5.94) Эд1 д