книги из ГПНТБ / Общее мерзлотоведение

При зимнем промерзании сезонноталого слоя образуются две подвижные границы раздела фаз, между которыми сохраняется талый слой (см. рис. 6). В нем быстро устанавливается изотерми­ ческий режим с нулевой температурой. Изотермия при нулевой температуре сохраняется до полного промерзания талого слоя. Тепловые потоки в этом слое отсутствуют, так как нет градиента температуры. Запасы тепла в нем настолько незначительны, что совершенно не влияют на продвижение обоих фронтов кристал-

Рис. 6. Ход промерзания-протаивания в условиях неслнвающейся

мерзлой зоны на площадке с нарушенным снежным покровом (сплошная линия) и в условиях сливающейся мерзлой зоны на ого­ ленной площадке (пунктирная линия) в Игарке в 1947-1948 гг.

ний период Д. В. Редозубов объясняет задержки нулевой темпе­ ратуры в ходе температурных кривых во времени на некоторых глубинах, особенно в нижней части сезонноталого слоя. Ранее эти задержки объясняли, вслед за М. И. Сумгиным, наличием границы раздела фаз.

Деятельный слой помимо изотермии между двумя фазовыми границами характеризуется следующими чертами.

Изменение температуры по глубине близко к линейному в каж­ дый момент времени, т. е. является квазистационарным (рис. 7). Подвижная граница раздела мерзлой и талой зоны в период своего существования не пропускает тепловых импульсов в глубжележащие толщи пород, тепловой режим которых в этот период форми­ руется как бы без влияния процессов в атмосфере.

48

Фазовые переходы в сезониопромерзающем или сезоннопротаивающем слое приводят к тому, что средняя годовая темпера­ тура на дневной поверхности и на подошве деятельного слоя не­ одинакова (рис. 8).

Последнее явление, фундаментально исследованное В. А. Куд­ рявцевым [11 и названное им «температурной сдвижкой», объяс­ няется тем, что теплофизические характеристики пород в мерзлом

Рис. 1. Распределение температуры в сезониопромерзающем слое (в) на площадке в Загорске и сезоннопротаивающем слое (б) на площадке

в Воркуте; точки — данные наблюдений; римские цифры — месяцы.

водности пород при промерзании увеличивается, то приток тепла в грунт происходит при меньших значениях коэффициента тепло­ проводности, чем отток зимой. Следовательно, среднегодовая температура поверхности пород выше среднегодовой температуры на подошве деятельного слоя и на глубине нулевых годовых ам­ плитуд.

Факторы, определяющие сезонное промерзание и протаивание.

Промерзание и протаивание горных пород обусловлены периоди­ ческим изменением притока солнечной радиации. Поступающая атмосферу солнечная радиация • не вся достигает поверхности Земли. Частично она поглощается не вполне прозрачными компо-

нентами атмосферы (в первую очередь водяным паром), отражается от облаков, многократно рассеивается. На земную поверхность солнечная радиация Qc поступает в виде потока прямой Qn]) и рассеянной Qp радиации. Эти виды радиации коротковолновые (длина волны менее 0,3 мк). С поверхности же Земли непрерывно поступает длинноволновая радиация, длина волны более 3 мк), интенсивность которой пропорциональна четвертой степени аб­ солютной температуры поверхности (°К). Атмосфера, содержащая

Рис. 8. Распределение средней годовой темпера­

туры грунта (t0) по глубппе деятельного слоя.

1 — верхняя граница мерзлой зоны; 2 — нижняя гра­ ница сезонномерзлого слоя; Д — величина температур­ ной сдвижки (по В. А. Кудрявцеву).

водяной пар, газы и пыль, излучает встречный поток длинновол­ новой радиации. Разность между излучением поверхности земли / п и излучением атмосферы / а называется эффективным излу­ чением, или балансом длинноволновой радиации. Величина эффек­ тивного излучения определяется выражением

Результирующая лучистого теплообмена у поверхности Земли, называемая в гидрометеорологических дисциплинах радиацион­ ным балансом, определяется зависимостью

диация).

Радиационный баланс характеризует приток энергии к земной оболочке и обусловливает развитие в ней важнейших физикогеографических процессов, связанных с нагреванием и охлажде­ нием пород. Атмосфера нагревается главным образом путем тепло­ обмена с земной’оболочкой. Перераспределение тепла в атмосфере происходит не только вследствие радиационных процессов, но

5 0

и в связи с конвективным тепло- и влагообменом. Конвективный, или турбулентный, теплообмен связан с нагреванием воздушных масс от более теплой земной оболочки. Если земная оболочка холоднее воздуха, то она нагревается при конвективном теплооб­ мене. В процессе конвективного теплообмена тепло затрачивается также на испарение воды с земной поверхности или выделяется при ее конденсации в атмосфере.

Процессы лучистого обмена тепла, наряду с процессами кон­ вективного тепло- и влагообмена, приводят к формированию теп­ лового и водного режима атмосферы земной оболочки. Уравнение баланса энергии на поверхности Земли, называемое чаще всего уравнением теплового баланса, может быть выражено в виде

формулировку закона сохранения энергии для термодинами­ ческой системы земная оболочка — атмосфера. Оно учитывает лишь основные процессы преобразования солнечной радиации и пренебрегает процессами второстепенными, такими как теплосо­ держание осадков и стока, затраты тепла на биологические и биохимические превращения. Некоторые из второстепенных про­ цессов, несмотря на их относительно небольшую роль в теплооб­ мене, имеют исключительное значение для биосферы (например, затраты энергии на фотосинтез, когда возникает органическое вещество).

Из всех неучтенных в явном виде приходно-расходных статей в уравнении теплового баланса наиболее значительная роль должна быть отведена затратам тепла на таяние ледового или снежного покрова. Эта величина иногда сопоставима с основными

ривать как сумму затрат тепла на нагревание (охлаждение) зем­ ной оболочки Ви п на таяние льда или снега £>т:

В с = Вп Вт.

Рассмотрим тепловой баланс сезоннопромерзающих и сезоннопротаивающих пород.

Тепловой баланс сезоннопромерзающих пород детально изу­ чался на Загорской станции Института мерзлотоведения им. В. А. Обручева АН СССР (Подмосковье). В табл. 5 приведены месячные величины составляющих теплового баланса суглини­ стых пород на естественной площадке, осредненные за два годич­

51

П р и м е ч а н и я : 1 Период протаивания — 167 суток (с 6/V по 3/X). 2 Затраты тепла на таяние снега — 0,74 ккал/см2 (ап­ рель, май).

нулевых годовых амплитуд изменяется от 6,5 до 7,5°. Годовая сумма осадков за период наблюдений равнялась 682 мм, на 6% больше нор­ мы. Высота снежного покрова составила 78 см, на 13% больше нор­ мы. Характер нарастания снежного покрова, время установления его и схода соответствовали средним многолетним условиям. Метео­ рологические условия за двухгодичный цикл наблюдений в целом существенно не отличались от средних многолетних условий.

В период сезонного промерзания, в отличие от летнего пе­ риода. наблюдаются следующие особенности теплового баланса. Расход тепла на отражение и эффективное излучение превышает приток суммарной радиации, поэтому радиационный баланс отри­ цательный. Все составляющие радиационного баланса имеют одинаковый порядок величин. Турбулентный теплообмен отри­ цательный, т. е. направлен к поверхности снежного покрова и полностью обеспечивает испарение снега. Тепловой поток из по­ роды примерно соответствует радиационному балансу.

Тепловой баланс сезоннопротаивающих пород детально изу­ чался на теплобалансовом стационаре Института мерзлотоведения СО АН СССР (окрестности г. Якутска). В табл. 6 приведены ме­ сячные величины составляющих теплового баланса песчаных по­ род на участке с естественным лугово-степным покровом, осредненные также за два годичных цикла.

В Якутске средняя многолетняя температура воздуха состав­ ляет —10,2°, температура пород на глубине нулевых амплитуд в районе стационара колеблется от —1,8 до —2,5°. Годовая сумма осадков за период наблюдений равнялась 224 мм (на 11% больше нормы). В целом за двухгодичный цикл наблюдений метеороло­ гические условия в Якутске существенно не отличались от сред­ них многолетних условий.

Тепловой баланс в период сезонного протаивания характери­ зовался следующими особенностями. Радиационный баланс соста­ вил около половины суммарной радиации. Основными его расход­ ными составляющими явились затраты тепла на испарение L*E и турбулентный теплообмен Р. Величина Р в 1,76 раза превосхо­ дила L*E. Тепловой поток, расходуемый за летний сезон на нагревание и оттаивание пород, составил 7,4% радиационного баланса (3,6% от Qc). В целом за период сезонного протаивания величины турбулентного теплообмена на испарение на порядок больше по сравнению с последующим зимним периодом. Однако тепловой поток, необходимый для нагревания и протаивания пород в летний сезон, примерно равен тепловому потоку, расхо­ дуемому породой при охлаждении и промерзании. Незначитель­ ная разность между приходной и расходной статьями этого по­ тока может быть вызвана колебаниями климата в отдельные годы. Установившееся в природе тепловое равновесие весьма стабильно, и для его изменения нужны какие-то существенные необратимые нарушения внешних условий. Принцип теплового равновесного состояния земной коры сформулирован в конце прошлого века

53.

(1886 г.) крупнейшим русским климатологом А. II. Воейковым: если приход тепла от солнца в течение длительного времени остается постоянным или изменяется весьма незначительно, то теплопотерн слоя земной коры с переменными в году темпера­ турами приходят в равновесие с поступлением тепла от Солнца и из более глубоких слоев. Показатель термодинамического равновесия — неизменность среднегодовой температуры зем­ ной коры.

Изучение теплового баланса позволяет вскрыть энергети­ ческую сторону формирования сезоннопромерзающего и сезоннопротаивающего слоев. Сами составляющие теплового баланса зависят от многих природных факторов (климатические, гидро­ геологические и пр.). Факторы, определяющие сезонное промер­ зание и протаиванне, можно подразделить на следующие:

1)внешние (приток радиации, температура воздуха, осадки, испарение);

2)внутренние (литология пород н их влажность) характе­ ризующие условия распространения тепла в самой породе и про­ цесс кристаллизации поровой влаги;

3)факторы, характеризующие условия теплового взаимодей­ ствия пород с атмосферой (растительность, снежный покров, ис­ кусственные покрытия, положение участка в рельефе, экспозиция склонов).

Влияние этих факторов на промерзание и протаиванне чрез­ вычайно многообразно. Среди них первостепенное место занимают снежный и растительный покровы. Научный подход к изучению роли снежного покрова в формировании теплового режима земной коры впервые встречается в работах А. И. Воейкова. Он устано­ вил следующие закономерности:

1) снег как плохой проводник тепла предохраняет породы от охлаждения и промерзания до тех нор, пока температура воздуха ниже 0°;

Приведем наглядную иллюстрацию влияния снежного покрова на промерзание пород и их температуру. По наблюдениям на Загорской станции Института мерзлотоведения им. В. А. Обру­ чева, на участке с нарушенным снежным покровом высотой 67 см теплопотерн за зи м н и й период 1957/58 г. (с ноября по март) со­ ставили 1,46 ккал/см2, на оголенной от снега площадке они воз­ росли в 2,4 раза и достигли 3,59 ккал/см2. Средняя годовая тем­ пература пород на естественной площадке равнялась 7,1°, а на оголенной 5°. На оголенной площадке грунт промерз на глу­ бину 1,3 м, а на естественной — на 0,1 м.

Влияние снежного покрова на глубину протаивания меньше, чем на глубину промерзания. Снижая интенсивность зимнего охлаждения, снежный покров способствует увеличению глубины сезонного протаивания в последующий летний сезон.

5 4

Снег может оказывать не только отепляющее, но и охлаждаю­ щее воздействие. Если он сохраняется на поверхности земли и после установления положительных температур воздуха, протаивание пород задерживается, так как поступающее солнечное тепло расходуется на таяние снега.

Влияние снежного покрова на глубину промерзания и протаивания подчиняется широтной зональности. Оно сильнее всего при средних годовых температурах пород, равных 0°, т. е. у юж­ ной границы зоны мерзлых пород, и уменьшается к северу и югу от нее.

Охарактеризуем влияние растительного покрова на сезонное промерзание-протаивание.

В летний период растительный покров уменьшает поступление солнечной энергии к земной поверхности, что способствует умень­ шению протаивания и нагревания пород. Зимой растительный покров имеет теплозащитные свойства и препятствует охлажде­ нию пород. Влияние этих двух противоположных воздействий растительного покрова на теплообмен в породах изменяется в на­ правлении с севера на юг. В северных районах превалирует отепляющее воздействие растительности, так как зима продол­ жительнее лета; в южных районах зима короче лета, поэтому преобладает охлаждающее воздействие растительности на темпе­ ратуру пород.

В. А. Кудрявцев считает, что в северных районах исчезнове­ ние растительного покрова приводит к значительному увеличе­ нию глубины сезонного промерзания (на участках с немерзлыми грунтами) и к незначительному изменению глубины сезонного протаивания (на участках с мерзлыми породами). В южных райо­ нах влияние растительности на глубину сезонного промерзания и протаивания противоположно по сравнению с северными райо­ нами.

Представленная идеализированная схема влияния раститель­

ных условиях. Это объясняется тем, что наличие леса приводит к перераспределению снега, а присутствие мха, торфа способст­ вует повышению влажности. Влияние же снежного покрова и влажности пород намного значительнее, чем растительности. Если, например, сравнить глубину протаивания в поле и в лесу, то в районе Якутска и Игарки глубины протаивания в поле в 1,5— 2 раза больше, чем в лесу.

Многообразие природных факторов, влияющих на промерза­ ние и протаивание, можно свести к обобщенным признакам,

55

П е р в ы е д в а п р и з н а к а — с р е д н я я г о д о в а я т е м п е р а т у р а п о р о д и а м п л и т у д а т е м п е р а ­

Максимальная мощность деятельного слоя отмечается при средней годовой температуре пород, равной 0°; она убывает при изменении средних годовых температур как в сторону их повыше­ ния, так и в сторону понижения. В зоне сезоннопромерзающих пород увеличивается в направлении с юга на север глубина про­ мерзания и уменьшается возможная глубина оттаивания; в зоне

В. А. Кудрявцевым зависимости для нахождения сокращения амплитуд под снежным и растительным покровом имеют тот не­ достаток, что величина А п определяется только через внешние по отношению к земной оболочке факторы, тогда как она зави­ сит и от процессов, происходящих в самих породах. Поэтому вместо амплитуды температуры поверхности пород более целе­ сообразно пользоваться новым классификационным признаком — в н е ш н и м т е п л о о б м е н о м п о р о д с а т м о с ф е ­ р о й . Этот признак включает среднюю температуру воздуха за период промерзания и протаивания, длительность этих процессов п составляющие теплового баланса на поверхности пород.

56

Т р е т и й п р и з н а к — л и т о л о г и ч е с к и й — охва­ тывает механический состав и текстуру пород, объемный вес ске­ лета в мерзлом и талом состоянии. Крупнодисперсные породы при равных значениях объемного веса скелета и влажности имеют большее значение коэффициента теплопроводности, чем тонко­ дисперсные. Поэтому при прочих равных условиях пески оттаи­ вают глубже, чем суглинки и особенно торфяники.

По данным А. И. Калабина, в условиях Северо-Востока СССР

на глубину сезонного протаивания пород влияет их механический состав. Так, приведенные породы протаивают на такую глубину (м):

Ч е т в е р т ы й п р и з н а к — в л а ж н о с т ь п о р о д . Наряду с литологическим составом, она определяет теплофизи­ ческие характеристикн пород в мерзлом я талом состоянии и затраты тепла, необходимые на оттаивание (промерзание) пород. Чем больше влажность пород, тем больше тепла затрачивается на фазовые переходы.Коэффициент теплопроводности с увеличением влажности растет медленнее, чем затраты тепла на фазовые пере­ ходы, поэтому при реально наблюдаемой в природе влажности сравнительно влагонасыщенные породы промерзают и протаивают меньше, чем сухие. Например, в условиях Центральной Якутии возрастание влажности песка на 5% приводит к снижению глу­ бины сезонного протаивания на 25—30 см. Степень влияния влаж­ ности на глубину протаивания зависит от средней годовой темпе­ ратуры грунтов t0. Поскольку величина t0 у южной границы области распространения мерзлых пород равна 0°, здесь отме­ чается наиболее сильная зависимость мощности деятельного слоя от влажности, уменьшающаяся как к северу, так и к югу от этой границы.

Кроме этих четырех основных классификационных признаков,

ния может быть значительным. Еще в работе Н. И. Быкова и П. Н. Каптерева [2] сообщалось: «. . . склоны, обращенные на юг, обладают более мощным деятельным слоем в сравнении с обращен­ ными на север. В значительно меньшей степени заметна разница между западными и восточными склонами; на первых грунты оттаивают несколько глубже, чем на вторых». Влияние экспозиции склонов отчетливее всего сказывается в южных районах; в север­ ных же вследствие более низкого стояния солнца оно менее за­ метно. В качестве количественной иллюстрации приведем данные,

57