Файл: Общее мерзлотоведение..pdf

иып слой, который сравнительно быстро промерзает. После этого начинается промерзание нижележащего слоя породы с интенсив­ ным льдовыделением до тех пор, пока не образуется новый обез­ воженный слой. Таким путем промерзшие породы дифференци­ руются на обезвоженные минеральные прослойки и прослойки льда. Следовательно, при промерзании тонкодиснерсных пород изме­ няется их текстура. Согласно экспериментальным данным, влаж­ ность образовавшихся минеральных прослоек WnaH соответствует той влажности WKV, при которой затрудняется передвижение поровой влаги. Эта влажность близка к влажности раскатывания. Толщина прослоек льда зависит от скорости промерзания, сте­ пени дисперсности и влажности пород. Очень тонкие прослойки образуются при быстром промерзании. С уменьшением скорости промерзания их толщина увеличивается. Прослойки, образую­ щиеся при промерзании пылеватых пород, гораздо толще, чем при промерзании песков и глин. Это объясняется тем, что в пы­ леватых породах, в отличие от песков, содержится значительное количество способной! к передвижению связанной влаги, а коэф­ фициент их влагопроводности, обусловливающий интенсивность миграции влаги, больше, чем в глинах.

Миграция влаги приводит к тому, что максимальная льдонасыщенность отмечается в верхней н пижней части сезонноталого слоя (см. рис. 5, в).

Образование прослоек льда в тонкодпсперсных породах при­ водит к пульсирующему по глубине характеру тепловыделений от кристаллизующейся в них воды. Вследствие этого глубина промерзания изменяется во времени не плавно, а как бы ступенями (по Р. Мартину, ритмически). В результате миграции влаги ниж­ ние горизонты деятельного слоя обезвоживаются, а верхние — насыщаются влагой (см. рис. 5, б, в). Миграция влаги, вызванная промерзанием, в свою очередь, уменьшает скорость и глубину сезонного промерзания пород.

При переходе температуры воздуха к положительным значе­ ниям начинается оттаивание сезонномерзлого слоя. Происходит оно как сверху вследствие установления положительных тем­ ператур воздуха, так и снизу в результате притока тепла из ни­ жележащих талых толщ. Таким образом, устанавливаются два фронта оттаивания (рис. 6). Интенсивность оттаивания снизу, пропорциональная средней годовой температуре пород, ие пре­ восходит is целом нескольких сантиметров. Сезонномерзлый слой оттаивает преимущественно сверху.

Процессы сезонного протаивания и промерзания пород в тепло­ физическом отношении не совсем идентичны. Это объясняется тем, что в период протаивания мерзлые, а следовательно, и более холодные породы находятся внизу. Поэтому влага из сезонно-

47

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).