Файл: Общее мерзлотоведение..pdf

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