Файл: Стафеев, П. Ф. Драгирование забайкальских россыпей опыт подготовки и разработки дражных полигонов в комбинате Балейзолото.pdf

Скачать файл
Заказать решение

ВУЗ: Не указан

Категория: Не указан

Дисциплина: Не указана

Добавлен: 23.10.2024

Просмотров: 48

Скачиваний: 0

ВНИМАНИЕ! Если данный файл нарушает Ваши авторские права, то обязательно сообщите нам.

стному случаю.

Закон

движения

границы

раздела в

этих решениях

имеет

вид—(3( ,

т), где

[i — корень

трансцендетного уравнения.

Впрактике мерзлотных исследований встречается большое многообразие граничных условий, для кото­ рых строгие аналитические решения не найдены. Огромная потребность в решениях привела к широко­ му развитию так называемых инженерных, или при­ ближенных аналитических методов. Широко распро­ странен метод академика Л. С. Лейбензона (1947). В

соответствии с этим методом распространения темпе­ ратур в обеих фазах задается приближенно, близко к

фактически

наблюдаемому.

По нему

находят закон

движения

границы раздела.

метод последо­

Особой

популярностью

пользуется

вательной смены стационарных состояний температур­ ного поля. Суть его состоит в следующем. Поскольку основные затраты тепла идут на фазовые превращения, то при постоянной пли маломеняющейся температуре поверхностей, температурное поле можно считать ква-

зпстацпоиармым.

Таким

путем получено

множество

формул: так называемая

формула Стефана,

формулы

М. М. Крылова

(1934), В.

С. Лукьянова (1957) и дру­

гих авторов. Несмотря на их сугубо приближенный ха­ рактер и трудность определения некоторых парамет­ ров, положительное значение этих формул, на наш взгляд, состоит прежде всего в том, что они позволя­ ют оценивать влияние различных естественных факто­

ров

на

процессы

промерзания

(оттаивания).

 

 

s —

] / 2/,т0 -

 

( 3 )

 

 

 

Рф

 

 

 

 

 

 

где

 

|о — глубина протаиванпя

(промерзания)

при

т = 0 .

 

затрат

тепла на нагре­

Эта

формула не учитывает

вание талого слоя и повышение температуры мерзлого слоя и поэтому завышает результат на 30—40%. Одна­ ко она наглядно показывает, что продолжительность

оттаивания пропорциональна

квадрату

 

глубины, об­

ратно пропорциональна теплоте

фазовых

переходов, и

т. д. Большое достоинство ее состоит во

внешней прос­

тоте.

 

 

 

Связь радиационно-теплового баланса поверхности с температурным режимом горных пород

Некоторые из перечисленных выше приближенных решений нашли довольно широкое применение в инже­ нерной практике. По ряду этих формул построены ч опубликованы номограммы (формула Лукьянова), позволяющие быстро определить искомые величины м дающие хорошее совпадение с натурой. Однако в по­ давляющем большинстве указанных формул глубина оттаивания (промерзания) является функцией темпе­ ратуры поверхности. Ввиду многообразия микроклима­ тических условии нельзя в конкретный расчет закла­ дывать данные ближайшей метеостанции. Еще более

важно, что эта

температура формируется под влияни­

ем сложных

процессов теплообмена, часть которых в

значительной

мере

поддается

регулированию. П оэтому

для

правильного выбора

мероприятий

водно-тепловой

мелиорации

очень

важно

установить

количественную

связь

между

составляющими

радиационно-теплового

баланса и температурной поверхности горных пород. Особое значение имеет разработка такой методики прогнозирования эффекта проводимых мероприятий, которая, с одной стороны, правильно учитывала бы физическую сущность процессов энергообмена, а с другой-—основывалась бы па данных сетевых метео­ станций и не требовала организации сложных и до­ рогостоящих наблюдений.

Сущность предлагаемого памп способа определения температуры поверхности состоит в следующем. Все источники и потоки тепла можно объединить в две группы. В одну войдут те, что непосредственно измеря­ ются на сетевых метеостанциях н не могут под вли­ янием человеческой деятельности изменяться (либо эти изменения могут быть достаточно строго и надеж­ но учтены). Во второй группе останутся тепловые по­

токи,

которые

в соответствии с известными физиче­

скими

законами

связаны с температурой поверхности

в определенной

зависимости.

Рассмотрим общее уравнение радпациоиио-тёпло- вого баланса поверхности горных пород за определен­ ный промежуток времени (в климатологии распростра­ ненным и удобным для нас является месячный срок).

40

(Q„ i QP) (1 -A) : JnTM C,.W'-'

J, ■LE

a(T0—<-))

B. (4)

где

„

 

 

 

 

ккал

 

 

 

Qn — прямая

радиация,—^—

 

 

 

 

 

 

 

 

 

м ч

 

 

 

 

Qp — рассеянная

радиация, ккал

 

 

 

JaniM — длинноволновое

лгч

атмосферы

 

излучение

 

,

 

 

.

ккал

 

 

 

 

(противоизлучение),

—

----------

 

 

 

 

 

 

 

 

ккал

 

 

 

 

 

•теплоемкость

воды, м3 град.

 

 

 

М — средняя

интенсивность осадков, м/ч ,

 

Т0 — температура

поверхности

породы, °С,

 

Jo —длинноволновое

 

 

 

ккал

 

излучение земли,-75

-—

 

„„

 

 

 

ккал

м- ч

 

 

 

 

 

 

 

Zh — теплота

испарения, —;-----------

 

 

а — коэффициент

1

 

м3

 

теплообмена,

 

турбулентного

ккал

 

 

 

 

 

 

 

 

м*град. ч

— температура

воздуха на

высоте 2 м, °С,

 

0

 

.

,

поток

в

ккал

 

 

 

В — тепловой

почву, —7,----------

 

 

А — альбедо

 

 

 

•

м- ч

 

 

 

поверхности.

 

 

 

 

Все величины, входящие в уравнение радиационно-

теплового

баланса,

подразделяются

на

региональные

н микроклиматические. К первым относятся суммарная коротковолновая радиация, длинноволновое излучение

атмосферы и условно температура

воздуха на

высоте

2 м. Региональные характеристики

отличаются

посто­

янством па сравнительно больших площадях и фикси­ руются па сетевых метеостанциях. Длинноволновое из­ лучение атмосферы на станциях непосредственно не из­ меряется, но может быть легко рассчитано по эффек­ тивному земному излучению н температуре поверхнос­ ти на наблюдательном пункте.

Микроклиматическими характеристиками являются поток тепла в почву. Тепловое излучение поверхности, турбулентный теплообмен и испарение представляют собой явные функции температуры поверхности Т0.

41

Особое место занимает расход тепла на испарение. Те­ ория испарения почвенной влаги разработана недоста­ точно полно. Однако накопленный фактический мате­ риал можно применять для ориентировочной оценки испарения по методу аналогии. В ряде случаев, напри­ мер, при обработке поверхности эмульсиями, пленка­ ми и др., испарение надежно определяется расчетным путем.

Чтобы выразить тепловой поток в почву как функ­

цию температуры

поверхности Т0, используем метод

последовательной

смены стационарных состояний темпе­

ратурного поля. Количество тепла, поступающего в от­

таивающую породу (q), за время

Д{

согласно

этому

методу выразится

формулой

(5):

 

 

 

 

q—i 2 )-Q(„T0At,

 

 

(5)

где Q,|i — теплота

плавления

льда

в

единице

объема

породы, ккал/м3.

 

 

 

 

 

С учетом этого после элементарных преобразований уравнение радиационно-теплового баланса поверхности протаивающих пород можно представить в виде:

IQs

( 1

- Л )

• JaTH

а0 — 1Е]А1~|оз(Т 0 • 275)'-'- аТ0]Лt- -

 

 

 

 

l Ql.Q(1)T0At ,

-

 

(6 )

где

Qs — суммарная коротковолновая

радиация,

ккал/м2

ч.

 

 

излучение

земли,

6 а(То + 273)4 — длинноволновое

ккал/м2

ч.

части

уравнения (6 )

содержатся,

помимо

В левой

коэффициентов теплообмена, только региональные ха­

рактеристики,

а правая

часть — явная

функция Т0. Та­

ким образом,

уравнение

(6) разрешимо относительно

Т0. Нетрудно убедиться,

что при реально существую­

щих значениях величин,

входящих в

уравнение (G'

оно имеет единственный действительный корень. Для

его нахождения

строится график у = ф(Т0), где ф(Т0)

— правая часть

уравнения

(6 ). Затем на графике на­

ходится точка с

ординатой,

равной

S, где S — левая

часть уравнения

(6 ). Абсцесса этой

точки и представ­

ляет собой искомое значение Т0.

Описанный метод использован для анализа условий формирования температурного режима многолетнемерз­

42

Смотрите также файлы