Содержание к диссертации
Введение
Глава 1. Физико-географическое описание района исследований и характеристика экспериментального участка 10
1.1. Природные условия Верхнеколымского нагорья и бассейна руч. Контактовый 12
1.2. Общее описание экспериментального участка 34
1.3. Характеристика грунтов СТС экспериментального участка 36
Глава 2. Температурный режим и процессы накопления-вытаивания льда в сезонно оттаивающих отложениях гольцового пояса 45
2.1. Изученность вопроса 45
2.2. Методика проведения температурных измерений 51
2.3. Результаты наблюдений 54
2.4. Обсуждение результатов 62
Глава 3. Связь водного режима гольцовых склонов с динамикой льдистости СТС в весенне-летнее время 69
3.1. Состояние вопроса 69
3.2. Методика проведения водобалансовых наблюдений 78
3.3. Результаты водобалансовых расчетов и динамика содержания льда в СТС экспериментального участка 82
Глава 4. Некоторые особенности теплопереноса в крупнообломочных склоновых отложениях гольцового пояса 87
4.1.Изученностьпроблемы 87
4.2. Роль внутренних источников тепла и их сезонная динамика 93
4.3. Расчет коэффициентов эффективной теплопроводности по литературным данным и результатам наблюдений на экспериментальном участке 101
Заключение 108
Список литературы 111
Приложения
Приложение 1. Ход температуры грунта в СТС экспериментального участка
Приложение 2. Температура воздуха на высоте 2 м по данным термографа
Приложение 3. Упругость водяного пара в воздухе на метеоплощадке на высоте 2 м по данным гигрографа
Приложение 4. Интенсивность осадков на метеоплощадке по данным плювиографа
Приложение 5. Расход воды в замыкающем створе экспериментального участка (гидрометрический лоток)
Приложение 6. Ход удельной мощности внутренних распределенных тепловых источников (w) СТС экспериментального участка в течение пятой стадии в отсутствие дождя
- Природные условия Верхнеколымского нагорья и бассейна руч. Контактовый
- Результаты наблюдений
- Роль внутренних источников тепла и их сезонная динамика
- Расчет коэффициентов эффективной теплопроводности по литературным данным и результатам наблюдений на экспериментальном участке
Введение к работе
Актуальность темы. Склоновые крупнообломочные отложения, не содержащие мелкодисперсного заполнителя, широко распространены в гольцовом поясе горных районов криолитозоны. Способность таких грунтов концентрировать весной талые воды в виде инфильтрационного и инфиль-трационно-натечного льда общеизвестна. Процессы его намерзания и вы-таивания в значительной мере определяют структуру теплового и водного баланса сезонноталого слоя (СТС). Надмерзлотный сток, формирующийся при сезонном протаивании отложений, является одной из главных составляющих водного баланса горных территорий. В течение всего теплого периода он оказывает значительное воздействие на гидрологический и термический режим малых водотоков гольцового пояса, а в межень зачастую служит единственным источником их питания.
Изучению крупнообломочных грунтов без мелкодисперсного заполнителя посвящена обширная отечественная и зарубежная научная литература. При этом основное внимание обычно уделяется таким аспектам рассматриваемой проблемы, как состав и строение отложений, их теплофизичес-кие свойства, механизм и скорость перемещения крупнообломочного чехла на склонах, генезис, классификация и региональные закономерности распространения курумов.
Тепловое состояние СТС крупнообломочных отложений, динамика его протаивания и закономерности тепломассопереноса в толще курумов и осып-ных склонов, в значительной мере определяемые климатическими, геоморфологическими и гидрологическими процессами на поверхности Земли, освещены менее детально и глубоко. Детальные наблюдения за водным и тепловым режимом СТС крупнообломочных склоновых отложений носят единичный и кратковременный характер, практически отсутствуют сведения о сезонной динамике их льдистости.
Эти аспекты рассматриваются более глубоко и подробно при исследованиях инженерных объектов, однако искусственные насыпные сооружения обладают рядом существенных отличий, которые ограничивают возможность распространения полученных результатов на естественные склоновые образования.
Цель работы заключается в выявлении основных закономерностей формирования водного и теплового режимов сезонноталого слоя крупнообломочных склоновых отложений в горных районах криолитозоны.
Исследования включали решение следующих конкретных задач:
разработка методики полевых стационарных наблюдений, выбор и оборудование участка;
I... -у И ЕКА
СіКісрбург -*
200 4>К
детальное изучение термического режима СТС осыпных склонов в течение всего времени образования и вытаивания инфильтрационного и инфильтрационно-натечного льда;
исследование структуры водного баланса осыпных склонов и ее связи с динамикой льдистости сезоннооттаивающих отложений;
количественная оценка удельной мощности распределенных тепловых источников в изучаемых отложениях и ее временной динамики по результатам температурных наблюдений и численного анализа.
Методы исследования и фактический материал. В основу работы положены результаты комплексных полевых исследований гидротермического режима СТС крупнообломочных склоновых отложений, проведенных в течение весенне-летних периодов 1997-2001 гг. на экспериментальном участке, оборудованном на территории Колымской воднобалан-совой станции КУГМС (Верхнеколымское нагорье). Они включали в себя детальное изучение строения СТС, непрерывную регистрацию температуры грунтов, водобалансовые, метеорологические и гидрологические режимные наблюдения. Исследования проводились по госбюджетной теме 5.2.6.1 ИМЗ СО РАН «Пространственно-временные закономерности распространения, развития мерзлых пород, льдов, криогенных процессов и явлений», а также по проекту РФФИ № 97-05-65124 «Количественные закономерности процессов накопления и вытаивания гольцового льда, их влияние на гидротермический режим склонов и формирование стока в верхних звеньях речной сети (на примере Северо-Востока России)».
При проведении натурных исследований и обработке результатов применялся комплекс стандартных методов. В ходе водобалансовых наблюдений для измерений приходной составляющей использовались лизиметры оригинальной конструкции.
Для количественной оценки удельной мощности внутренних тепловых источников СТС была разработана методика, основанная на сравнении результатов компьютерного моделирования и режимных термометрических наблюдений в естественных условиях.
Научная новизна.
-
Впервые получены подробные данные о гидротермическом режиме СТС осыпных склонов в течение всего периода протаивания;
-
Выявлены основные характерные черты динамики накопления и вытаивания льда в сезоннопротаивающем слое крупнообломочных склоновых отложений.
-
Усовершенствована методика изучения водного баланса и динамики льдистости отложений щебнисто-глыбового состава.
-
Впервые сделана количественная оценка вклада воды, образующейся при вытаивании льда СТС, в подземную составляющую стока малых горных водотоков. Показано, что в условиях Верхнеколымского нагорья внутригрунтовая конденсация водяного пара не играет заметной роли в формировании надмерзлотного стока.
-
На основе результатов режимных термометрических наблюдений и численного анализа процессов тепломассообмена в СТС крупнообломочных склоновых отложений получены количественные оценки удельной мощности распределенных тепловых источников, которые действуют наряду с кондуктивным теплопереносом, а также характеристики их суточного и сезонного хода.
Основные положения, выносимые на защиту.
-
Динамика температурного профиля СТС крупнообломочных отложений в весенне-летний период в большой мере определяется процессами накопления и вытаивания внутригрунтового льда. В соответствии с их характером, этот период разделяется на пять последовательных стадий, качественно различных по особенностям тепломассопереноса в грунтовой толще и условиям формирования ее температурного поля.
-
Вытаивание льда из профиля СТС крупнообломочных склоновых отложений, наравне с атмосферными осадками, является определяющим фактором при формировании надмерзлотного склонового стока в условиях гольцового пояса Верхнеколымского нагорья.
-
В тепловом балансе СТС крупнообломочных склоновых отложений, не имеющих заполнителя, значительную роль играют внутренние распределенные источники тепла, обусловленные разнонаправленными процессами фазовых переходов лед-вода (возможно, также и вода-пар). Выделенные ранее стадии различаются по временной динамике удельной мощности этих источников как в количественном, так и в качественном отношениях.
Практическое значение. Полученные результаты могут быть распространены практически на все разновидности крупнообломочньгх отложений, не имеющих мелкодисперсного заполнителя. В первую очередь, это послужит более глубокому пониманию процессов накопления и вытаивания льда и формирования температурного режима СТС, что важно для решения многих прикладных вопросов. В частности, выявленные закономерности помогут повысить качество гидрологических прогнозов для малых и средних водотоков горных областей криолитозоны и тем самым будут способствовать разрешению сложных ситуаций на горных полигонах, сельскохозяйственных угодьях и в жилых поселках. Особое значение они могут иметь для предотвращения размывов земляного полотна дорог на склонах, сложенных крупнообломочными грунтами.
Личный вклад автора состоит в выборе и детальном геокриологическом обследовании района работ, совершенствовании конструкции наблюдательных приборов и методов полевых исследований, оборудовании экспериментального участка и проведения всего комплекса режимных наблюдений, в обработке, анализе и теоретическом обобщении полученных полевых материалов и результатов численных исследований.
Апробация работы. Основные положения диссертации обсуждались на научно-техническом совете СВ НИМС ИМЗ СО РАН, на семинаре по мерзлотоведению Института геоэкологии РАН, на расширенном заседании лабораторий Института мерзлотоведения СО РАН (подземных вод криолитозоны; геотеплофизики и прогноза; региональной геокриологии и криолитологии), а также публиковались в сборниках тезисов докладов научных конференций разного уровня (молодых ученых, Российских> международных). По теме диссертации опубликовано 6 работ.
Структура работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения и 6 приложений. Объем ее составляет 123 страницы, включая 24 иллюстрации и 12 таблиц. Список использованной литературы содержит 189 наименований.
Автор выражает глубокую признательность д.г.-м.н. Г.З. Перльштейну и к.г.н. В.М. Михайлову, под руководством которых выполнена диссертация, и сердечно благодарит сотрудников Северо-Восточной научно-исследовательской мерзлотной станции, помогавших при оформлении диссертации, а также работников Колымской воднобалансовой станции (КВБС) КУГМС А.В. Полякова, В.П. Полякову и Н.Н. Бережнова за разностороннюю бескорыстную помощь в организации полевых исследований. В обсуждении ряда положений работы принимал активное участие к.г.н. Е.Л. Бояринцев (в 1970-е гг. начальник КВБС), чьи ценные советы учтены при ее написании.
Природные условия Верхнеколымского нагорья и бассейна руч. Контактовый
Широкая полоса Верхнеколымского нагорья расположена между юго-восточными отрогами горной системы Черского, цепью Чьорго и массивом Оханджа с одной стороны, и хребтом Сарычева с другой. Горные сооружения системы Черского и хребта Сарычева, вытянутые с юго-востока на северо-запад, имеют абсолютные отметки вершин более 2000 м и резко возвышаются над горными группами и массивами Верхнеколымского нагорья, для которого к тому же характерно отсутствие определенной ориентировки орографических элементов. Исключение составляет лишь Берелехская гряда, расположенная на правобережье р. Берелех в нижней трети его течения.
Одной из наиболее характерных особенностей рельефа бассейна Верхней Колымы является ярусность, в соответствии с которой в пределах рассматриваемой его части четко вьщеляются высокогорья, среднегорья и низкогорья. Большая часть Верхнеколымского нагорья — это средневы-сотные горы.
К высокогорью (абсолютные отметки вершин более 2000 м) относятся отдельные массивы: Харанский, Бургандинский, Морджот, г. Серая. Последняя является самой высокой вершиной нагорья (2142 м). Высокогорные участки обычно представлены альпинотипными горами с зубчатыми гребневидными водоразделами и пирамидальными вершинами. Они сложены преимущественно магматическими породами. Во многих местах крутые склоны высокогорья сочленяются с плоскими выровненными вершинами среднего яруса. С другой стороны, значительная крутизна склонов часто почти не уменьшается до самых подножий, где имеются лишь узкие шлейфы осыпей. Глубина эрозионного расчленения здесь колеблется от 900 до 1200 м. На хребтах высотой более 1500 м над уровнем моря заметны следы деятельности древних ледников в виде часто встречающихся цирков, каров, глубоких трогов, висячих долин, в нижней части подпруженных конечными моренами.
В пределах среднегорья абсолютные отметки вершин составляют 1300—1600 м. Здесь встречаются горные группы как с умеренно крутыми склонами, закономерно выполаживающимися к подножьям, так и крутыми, по морфологии мало отличающимися от высокогорных. Большие площади занимают участки среднегорья с плоскими вершинами, расположенными на одинаковой высоте. Среднегорные массивы сильно изрезаны короткими водотоками, отличаются мягкими формами и плавным сопряжением с предгорными площадками. Глубина эрозионного расчленения составляет от 500 до 800 м.
Низкогорные участки представлены изометрическими или вытянутыми группами сопок. Абсолютные высоты вершин низкогорий колеблются от 1000 до 1300 м, но наиболее часто встречаются горы высотой 1200 м. Большей частью это горы с куполообразными вершинами и постепенно выполаживающимися к днищам долин склонами. Некоторые низкогорные участки характеризуются плоскими ровными междуречьями. Глубина эрозионного расчленения в основном варьирует от 150 до 300 м.
В бассейне руч. Контактовый преобладает среднегорный рельеф с глубоко врезанными и хорошо разработанными долинами многочисленных водотоков. Абсолютные отметки большинства вершин 1200 — 1400 м с высшей точкой (г. Морозова) 1651 м. Превышение вершин относительно седловин 100—400 м, над днищами долин от 600 до 800 м. Низкогорье, занимающее водораздел ручьев Контактовый и Правый Итрикан, по площади уступает среднегорью и характеризуется мягкими очертаниями невысоких возвышенностей с пологими склонами.
Основные черты геологического строения
Верховья р. Колыма расположены во внешней части Яно-Колымского складчатого пояса, который наряду с другими складчатыми структурами и несколькими срединным массивами входит в состав Верхояно-Колымской области мезозойской складчатости.
Начало формирования Яно-Колымского складчатого пояса относится к позднему карбону. Отложения, имеющие возраст от перми до начала поздней юры, представлены осадочной толщей верхоянского комплекса, сложенной песчаниками, глинистыми сланцами, аргиллитами, алевролитами с подчиненными прослоями конгломератов, пирокластических пород и углей общей мощностью 10—12 км. Магматические породы этого возраста встречаются редко.
Образование крупных интрузий, сложенных преимущественно однородными биотитовыми гранитами, происходило с конца поздней юры до позднего мела. Абсолютный возраст большинства из них охватывает промежуток времени между 170 и 125 млн. лет. К наиболее типичным структурам относятся батолитические интрузивы Большой Анначаг, Чьорго, Оханджа, расположенные в горном обрамлении Верхнеколымского нагорья. Более молодые интрузии представлены либо самостоятельными небольшими массивами, либо небольшими телами преимущественно грани-тоидного состава, которые прорывают образовавшиеся раньше крупные батолитические интрузии. Наряду с натриевыми биотит-роговообманковыми гранитоидами, в них встречаются диориты, габбро и гипербазиты. Осадконакопление в этот период происходило в наложенных впадинах. Здесь развиты песчаники, глинистые сланцы, аргиллиты, алевролиты, конгломераты, гравелиты, эффузивные породы и угли, суммарной мощностью до 3000 м.
Рассматриваемая часть Яно-Колымского складчатого пояса представляет собой широкую и плоскую структурную форму, состоящую из ряда складчатых элементов меньшего порядка. В ее состав входят Верхне-Индигирский синклинорий (юго-восточной частью) и Аян-Юряхский антиклинории (северо-западной частью). Первый из них сложен осадками триасового возраста. Породы здесь собраны в пологие брахискладки, и. только мелкие структурные элементы иногда имеют более сложное строение. В Аян-Юряхском антиклинории преобладают верхнепермские отложения, а на крыльях — породы нижнего и среднего триаса. Он состоит из двух широких антиклиналей (Тенькинской и Колымской) и длинной, узкой Нерско-Эмтегейской антиклинали, которая отделена от двух первых разломом, скрытым под аллювием долины р. Аян-Юрях. Здесь
Палеоген-неогеновые отложения Верхнеколымского нагорья представлены глинами, песками, галечниками, алевролитами, лигнитами и бурыми углями. Они приурочены к впадинам, где перекрывают юрские и меловые отложения слоем мощностью до 500 м.
Четвертичные отложения включают склоновый комплекс и образования аллювиального ледникового, водно-ледникового и озерно-аллювиалъного происхождения. Ледниковые и водноледниковые отложения среднего и позднего плейстоцена распространены во впадинах, в долинах некоторых рек и ручьев, местами они занимают низкие междуречья, склоны гор и предгорья. Первые представлены практически несортированными валунно-галечными супесями, песками, суглинками; вторые валунно-галечно-гравийным материалом с песчаным, супесчаным, или суглинистым заполнителем и обладают различной степенью сортированности, иногда приближаясь к аллювиальным отложениям. В аллювии небольших горных рек и ручьев, как правило, преобладают галечники с довольно бессистемно расположенными прослоями песка, супеси и суглинка. Строение аллювия средних и крупных рек более выдержано, в нем обычно четко выделяются две фации: русловая (песчано-галечная) и перекрывающая ее мелкозернистая пойменная (от песка до супеси и суглинка).
Склоновые и элювиальные образования имеют, как правило, небольшие мощности. Гранулометрический состав таких отложений определяется главным образом составом исходных коренных пород и их прочностью. На песчаниках и сланцах развит щебнистый элювий с песчаным и суглинистым заполнителем; на магматических породах элювиальные отложения имеют более грубый гранулометрический состав, вплоть до образования каменных морей и потоков.
Исходя из целей настоящей работы, наиболее подробной характеристики требуют склоновые отложения. В пределах Верхнеколымского нагорья склоны различной крутизны занимают большую часть территории. В некоторых случаях они почти полностью определяют характер горного ландшафта, так как другие формы и элементы рельефа имеют крайне ограниченное распространение. Крутые осыпные склоны с углом откоса 20—30 развиты в основном в пределах гранитных массивов и зон их контактного метаморфизма. Здесь широко распространены обвалъно-осыпные глыбовые и глыбово-щебнистые отложения с небольшой примесью мелкодисперсных фракций. Мощность отложений обычно составляет 1—3, реже до 6 м, лишь иногда достигая 10—40 м у подножий крутых склонов. Курумы и скрытые каменные потоки, также приурочены преимущественно к выходам интрузивных пород. Склоновые образования на гранитоидных интрузиях имеют дресвяно-глыбовый или щебнисто-глыбовый состав (размер глыб достигает 0,1—0,8 м) и вниз по разрезу переходят в «разборную» скалу. На эффузивах среднего состава формируются крупноглыбовые (до 3 м) и глыбово-щебнистые осыпи, часто содержащие дресвяно-песчаный, реже супесчаный заполнитель.
Результаты наблюдений
Несмотря на неполноту, эти данные позволяют сделать вывод о том, что погодные условия в 2000 и 2001 гг. в целом были близки. Для сравнения с 1999 г. и многолетним рядом использованы сведения по ближайшей метеостанции (таблица 2.2).
Судя по приведенным данным, погодные условия во время проведения наблюдений существенно не отклонялись от климатической нормы. В мае температура была неизменно несколько выше средней многолетней (в среднем на 2,1 С), в августе в среднем на 1,8 С ниже. К числу значительных отклонений относятся крайне малое количество осадков в мае 1999 г. и пониженное снегонакопление за холодный сезон 2000—2001 гг.
Типичный ход температуры в профиле СТС крупнообломочных склоновых отложений в период с первой половины мая до конца июня (2000 г.) представлен на рис. 2.4.; данные за весь период наблюдений (1999— 2001 гг.) в приложении № 1.
По результатам измерений отчетливо выделяются пять периодов (или стадий), принципиально различающихся временной динамикой температурного поля, которая в свою очередь определяется характером процессов тепломассопереноса в грунтовой толще.
Первая стадия соответствует зимне-ранневесеннему режиму и заканчивается с началом водоотдачи из снежного покрова (I на рис. 2.4.). Лед в профиле отсутствует, поскольку крупнообломочные отложения, не содержащие заполнителя, уходят осенью под снег в воздушно-сухом состоянии. Наличие на поверхности снежного покрова препятствует проникновению суточных колебаний температуры в грунтовую толщу. В ее верхней части (до глубин 0,3-0,4 м) температура медленно изменяется во времени в соответствии с ходом среднесуточных температур воздуха и может несколько понижаться во время кратковременных похолоданий. Нижние слои СТС прогреваются непрерывно, и при этом наблюдается некоторое уменьшение градиентов температуры в средней части профиля. Понижение температуры с глубиной близко к линейному. В целом в течение первой стадии происходит медленный прогрев СТС. К началу водоотдачи из снежного покрова (обычно вторая декада мая) температура на нижней границе сезон-нопротаивающего слоя достигает минус 10-15 С при среднем по профилю значении около минус 7-13 С (таблица 2.3).В течение второй стадии (И на рис. 2.4) развивается прерывистая инфильтрация талых вод из снежного покрова в рыхлую толщу, прекращающаяся в ночное время и при кратковременных похолоданиях. В условиях
Верхнеколымского нагорья начало этой стадии обычно приходится на вторую декаду мая, примерно совпадая с началом разрушения устойчивого снежного покрова. Наиболее существенной особенностью термического режима грунтов в это время является быстрый, почти синхронный во всем СТС, рост температур грунта во второй половине дня. В верхней части профиля повышение температуры часто достигает 3-4 С, в середине и в нижних слоях 1-2 С. В начале стадии в солнечные дни, когда максимальная температура воздуха может достигать 5-6 С (при минимальных значениях ночью до -2 С), такие подъемы наиболее значительны, достигая 7-Ю С. К концу второй стадии, по мере общего прогрева грунта, они постепенно уменьшаются. В ночные и утренние часы прогрев сменяется некоторым охлаждением, величина которого обычно меньше (на 0,2—1,5 С), чем подъема. Близкое к линейному понижение температуры с глубиной сохраняется в течение большей части суток (рис. 2.5, профили 1 и 2).
В зависимости от погодных условий, продолжительность второй стадии может составлять от нескольких дней до 2 недель. В случае наступления в середине мая кратковременных (на 3-4 дня) похолоданий, часто со снегопадами и прекращением снеготаяния, что характерно для высокогорных районов верховьев р. Колыма, подъемы температуры в дневное время отсутствуют. При этом динамика температурного поля становится примерно такой же, как и в предыдущей стадии. К концу второй стадии отрицательные температуры сохраняются во всем профиле при среднем значении около -4 С.
Третья стадия (III на рис. 2.4) начинается с окончанием ночных заморозков и продолжается до полного схода снежного покрова. В это время снеготаяние и инфильтрация талых вод происходят непрерывно в течение суток. На поверхности грунта устанавливается постоянная нулевая температура. В верхних слоях СТС формируется зона, имеющая температуру от 0 до -0,5 С при низких значениях температурного градиента (от 0 до -0,5 К/м). По мере дальнейшего прогрева мощность этой низко-градиентной зоны увеличивается, охватывая все более глубокие слои, пока ее нижняя граница не достигнет водоупорной подошвы рыхлого слоя СТС. При высоких дневных температурах воздуха в начале стадии и интенсивном снеготаянии температура в нижней части профиля может быстро подниматься до -1,0-0 С, в то время как в середине СТС некоторое время сохраняются более низкие температуры (от-4,0 до-1,5 С) (профиль 3 на рис. 2.5.). Это своеобразное явление связано с притоком талых вод по во-доупору и будет подробно рассмотрено в следующем разделе.
Уже через 1-3 суток после начала третьей стадии большая часть СТС (около 90 % его мощности) прогревается практически до 0 С (профили 4 и 5 на рис. 2.5). В дальнейшем близкие температуры сохраняются здесь до полного схода снежного покрова. Очевидно, что выше водоупора интенсивность намерзания льда в профиле постепенно уменьшается до нуля. Но еще до наступления этого момента, а именно, когда скорость поступления талых вод в грунт становится больше интенсивности намерзания льда на обломках, на поверхности водоупора в нижней части СТС начинает формироваться водный поток.
С момента полного схода снежного покрова начинается четвертая стадия (IV на рис. 2.4), в течение которой происходит вытаивание льда, ранее намерзшего в верхней части СТС. Здесь начинает формироваться зона с положительными температурами и заметным их суточным ходом. В средней и нижней частях СТС , в низкоградиентной зоне с небольшими отрицательными температурами, суточный ход полностью отсутствует, а температура может даже несколько понизиться (не более чем до -0,5 С. По мере дальнейшего протаивания мощность этой зоны постепенно уменьшается за счет расширения вышележащей зоны с положительными температурами.
Нулевая температура отложений сохраняется до полного вытаивания из них льда. Образующаяся при этом вода фильтруется через содержащую лед низкоградиентную зону, пополняя грунтовый сток. Во второй половине июня большая часть СТС уже имеет температуру выше О С, при градиентах от 15—20 К/м в верхней части протаявшего слоя до 6-10 К/м в нижней. Мощность слоя с положительными температурами грунта к этому моменту достигает 70-90% от максимальной глубины протаивания. В зависимости от погодных условий и количества льда, намерзшего в рыхлой части СТС, продолжительность четвертой стадии может составлять от 7 до 15 суток.
В течение пятой стадии (V на рис. 2.4) лед в профиле остается только на подошве водоупора, в полностью льдонасыщенном слое. В дальнейшем мощность этого слоя постепенно уменьшается, достигая минимума в начале осени.
Роль внутренних источников тепла и их сезонная динамика
Формула (4.1) недостаточно полно отражает процессы теплообмена в грунтовой толще — прежде всего, потому что не учитывает эффект распределенных источников тепла (как положительных, так и отрицательных). Представляется, что они должны действовать в течение большей части теплого сезона. Во-первых, как следует из анализа результатов температурных измерений (глава 2), вплоть до начала пятого периода в грунтовой толще происходят намерзание и вытаивание льда. Во-вторых, миграция в грунте водяного пара (обусловленная различиями его парциальных давлений в атмосфере и в поровом пространстве) сопровождается процессами конденсации и (или) испарения. Как отмечено в главе 3, во многих литературных источниках приводятся весьма значительные величины внутригрунтовой конденсации, до 1 мм/сут; при удельной теплоте испарения 2493 кДж/кг это эквивалентно значению теплового потока почти 29 Вт/м2. Наконец, исследуемые грунты представляют собой систему, у которой теплофизические характеристики компонент (скальных обломков и воздуха) различаются на порядки величин. Внутренний теплообмен в такой системе может действовать как своеобразный источник тепла. По-видимому, для описания тепло-физических процессов в рассматриваемой среде в общем случае справедливо следующее соотношение.
Результаты вычислений по данным ежечасных замеров температуры грунтов СТС в скважине № 10 представлены на рис. 4.1—4.6.
На рисунке 4.1. хорошо видно, что промежутки времени, соответствующие выделенным в главе 2 стадиям, различаются по динамике удельной мощности тепловых источников как количественно, так и качественно.
В течение первой стадии, при низких отрицательных температурах грунта и отсутствии инфильтрации талых вод, удельная мощность источников невелика и составляет в среднем от -20 Вт/м в верхних слоях СТС до 10 Вт/м3 в нижних (рис. 4.2). Вблизи от дневной поверхности наблюдаются колебания этой величины с периодом в несколько часов и амплитудой около 20 BT/MJ, С глубиной быстро затухающие.
Во второй стадии, при развитии прерывистой инфильтрации и намерзания на обломках льда, удельная мощность источников резко увеличивается и приобретает суточный ход. В дневное время величины w достигают 1500 BT/MJ. В ночные и утренние часы, при окончании инфильтрации, они принимают отрицательные значения до -930 BT/MJ, ЧТО свидетельствует о выравнивании температуры в толще грунта (рис. 4.3).
В начале третьей стадии, при непрерывных в течение суток инфильтрации воды и намерзании льда, наблюдается преимущественно выделение теплоты фазовых переходов; положительные "полуволны" в несколько раз превышают отрицательные (рис. 4.4). По мере прогрева рыхлой толщи удельная мощность источников падает и при повышении температуры до 0С уменьшается практически до нуля. Такие значения сохраняются во всем профиле вплоть до полного исчезновения снега на поверхности грунта.
В дальнейшем, по мере вытаивания инфильтрационного льда и установления в протаявших слоях положительных температур (четвертая стадия), удельная мощность источников в них вновь приобретает суточный ход.
Размах колебаний убывает сверху вниз от примерно 600 Вт/м3 в верхних частях профиля до 200 BT/MJ В нижних, при близких к нулю среднесуточных значениях в пределах всей протаявшей части профиля (рис. 4.5, 4.6). В ближайшем к фронту протаивания слое с температурами, близкими к 0 С, величина w неизменно меньше нуля (рис.4.5.); по-видимому, это связано с затратами тепла на вытаивание льда и, возможно, испарением влаги с его поверхности. Оказывается, что максимальное за сутки значение искомой величины обычно не превышает 0,4 кг/(м -ч) в поверхностных слоях и 0,2 кг/(м"-ч) в нижних. Очевидно, что данная оценка сильно завышена, особенно для верхних горизонтов, в которых под действием ветра развивается вынужденная конвекция воздуха. За все время проведения наблюдений максимальное количество тепла, выделившегося за полупериод с положительными значениями величины w, составило 1946 кДж (в верхнем расчетном слое 0,17—0,73 м), что соответствует 0,73 кг конденсата. Толщина пленки воды при равномерном распределении по поверхности обломков составит при этом всего 0,016 мм. Очевидно, что даже при такой, крайне завышенной, оценке интенсивности конденсации, скорость стекания воды в столь тонкой пленке будет чрезвычайно низкой. Близкие к нулю среднесуточные значения величины w свидетельствуют о том, что практически вся сконденсировавшаяся (предположительно) влага испаряется в течение последующего полупериода с отрицательными значениями w.
В течение четвертой и пятой стадий ниже фронта протаивания, в пределах зоны с низкими величинами градиентов температур, удельные мощности тепловых источников большую часть времени имеют небольшие положительные значения, возможно, свидетельствующие о мало интенсивной конденсации (рис.4.5). Их величина в среднем составляет 3-5 Вт/м , что соответствует примерно 0,003 мм конденсата в сутки.
Уже эти результаты позволяют сделать вывод о незначительной роли конденсации в формировании надмерзлотного стока в пределах экспериментального участка. Отметим, что на его склонах, покрытых крупнообломочными отложениями без заполнителя, существуют идеальные условия для развития этого процесса.
На самом деле, имеются серьезные сомнения в том, что суточный ход удельных мощностей источников обусловлен только противоположно направленными фазовыми переходами. Следует учитывать, что сколько-нибудь существенный перенос водяных паров возможен только при конвекции порового воздуха, которая неизбежно сопровождается резким усилением переноса тепла. Развитие интенсивного конвективного теплопере-носа, неизменно направленного от прогреваемой дневной поверхности к мерзлому водоупору с нулевой температурой, также должно проявляться в рассчитанных по формуле (4.6) величинах w, существенно их увеличивая, т.е. сдвигая в положительную сторону средние значения. Поскольку в действительности этого не наблюдается, то вероятно, суточный ход удельных мощностей источников в немалой степени обусловлен теплообменом перового воздуха с обломками горных пород.
В целом же небольшие, но систематические отклонения среднесуточных значений w от нуля в положительную сторону (за исключением периодов сильных и резких похолоданий) свидетельствуют, скорее всего, о развитии в грунтовой толще мало интенсивного конвективного переноса тепла и водяного пара к мерзлому водоупору.
Расчет коэффициентов эффективной теплопроводности по литературным данным и результатам наблюдений на экспериментальном участке
В целях сравнения с результатами исследований других авторов, будем полагать, что процессы переноса тепла в грунтовой толще удовлетворительно описываются уравнением (4.1). При этом подразумевается, что влияние конвекции и внутренних источников тепла может быть учтено за счет изменения величины эффективной теплопроводности Яэфф.
Как отмечалось выше, при определении Яэфф принято использовать решение этого уравнения для периодически установившегося температурного режима (метод "температурной волны"). Однако, данный метод имеет ряд недостатков, на которые указывал еще А.Ф. Чудновский (1962). Применительно к условиям полевых экспериментов наиболее существенными из них являются следующие отклонения реальных условий от идеализированных расчетных схем:
- "чистая синусоидальность" температуры поверхности в природных условиях практически не встречается;
- размеры исследуемого массива редко позволяют рассматривать его как "полубесконечное" пространство;
- характеристики среды (особенно в случае крупнообломочных пород без заполнителя) могут существенно меняться за период наблюдений.
К приведенному перечню следует добавить, что определение экстремальных значений температур грунтов в тех случаях, когда суточный ход слабо выражен или почти отсутствует, бывает затруднителен. Последняя ситуация часто встречается в нижних горизонтах СТС крупнообломочных склоновых отложений, а при наличии снежного покрова — и на его поверхности. Кроме того, в таких грунтах показания термометра могут заметно отличаться от средневзвешенной температуры, а фазовые переходы вода-пар в наибольшей степени способны оказывать искажающее влияние именно на экстремальные значения.
Поскольку точность расчетов по этому методу заведомо низка, то для оценок искомой величины на основе имеющихся в литературе сведений достаточно принять осредненное реалистичное значение объемной тепло-емкости крупнообломочных грунтов (1450 кДж/(м -К)).
В работе (Железняк и др., 1992) приводятся величины коэффициентов температуропроводности для крупнообломочных грунтов хр. Удокан от 1,1-10 6 до 2,2-1(Г6м2/с, полученные путем расчетов по методу "температурной волны", что соответствует величине Хэфф от 1,6 до 3,2 Вт/(м-К).
В работе В. Б. Выркина (1981), изучавшего курумы хребтов Хамар-Дабан и Удокан, сообщается, что "суточные амплитуды температур на поверхности и в толще курума (глубина 5-20 см) больше амплитуд в мелкодисперсных грунтах на тех же глубинах в 3-5 раз, а месячные амплитуды в 2,5-3 раза" (с.18), то есть имеет место примерно одинаковое затухание амплитуд с глубиной. Поскольку, в соответствии с первым законом Фурье, A(z) = A(0)e аТ, (4.8) где Т и А — соответственно период и амплитуда колебаний температуры грунта, то значения коэффициентов температуропроводности для мелкодисперсных и крупнообломочных грунтов близки. Принимая величину Яэфф мелкодисперсного грунта, для которого конвективная составляющая заведомо близка к нулю, 1,4 Вт/(м-К), его объемной теплоемкости 1900 кДж/(м3,К) (Павлов, 1975), получаем, что для крупнообломочного грунта Яэфф примерно равна 1,1 Вт/(м-К).
По результатам наблюдений, проведенных СМ. Говорушко (1986), в бесснежный период запаздывание экстремумов температурной волны для верхних (0,5-1,0 м) горизонтов курумов Верхнеколымского нагорья составляет 5—6 ч; на горизонте 2,0 м возрастает до 9-10 ч. Согласно второму закону Фурье, где 8 - время запаздывания температурных колебаний. При принятом выше значении объемной теплоемкости крупнообломочных грунтов 1450 кДж/(м3-К) величина Яэфф для слоя 0-1 м равна 21,4 Вт/(м-К), а для слоя 0-2 м 30,8 Вт/(м-К). Отметим, что при небольших суточных амплитудах температуры грунта время запаздывания экстремумов определяется с весьма низкой точностью.
По данным того же автора, при суточной амплитуде температуры на поверхности грунта 15-20 С колебания температуры практически затухают на глубине 2,5 м. Если принять за "практическое затухание" амплитуды ее значение менее 0,05 С (в пределах точности стандартных измерений ртутным термометром), то величины Лэфф получаются равными 9,2-10,2 Вт/(м-К).
По данным, приведенным в работе (Железняк и др., 1992) глубина проникновения суточных колебаний температуры на открытых участках курумных склонов южной экспозиции составляет 2,2-2,3 м, северной 2,0-2,1 м, а западной и юго-западной — 1,0 м (при амплитудах на поверхности соответственно 29-30, 20-21 и 15-20 С). Соответствующие величины Лэфф, равны 6,3-6,9; 5,9-6,4; и 1,6-1,5 Вт/(м-К).
Наконец, в работе (Конченко, 1984) приводятся результаты расчетов непосредственно Лэфф. Они были получены также с применением метода "температурной волны" по материалам измерений в толще курумов. Для "мелкокаменных" курумов значения искомой величины изменяются от 1,97 до 2,55 Вт/(м-К), а для "крупнокаменных" достигают 6,96-10,44 Вт/(м-К).
Из вышеизложенного видно, что оценки величин эффективного коэффициента теплопроводности, полученные по данным разных авторов, варьируют в очень широком диапазоне от первых единиц до первых десятков Вт/(м-К). Еще больший разброс получен в результате аналогичных расчетов, проведенных по результатам температурных измерений на экспериментальном участке: значения А,., изменяются от 0,14 до 28,1 Вт/(м-К), причем сколько-нибудь ясно выраженных закономерностей в их изменении по глубине и во времени не наблюдается.
Очевидно, что при близких характеристиках исследуемых грунтов и сравнимых диапазонах температур такие результаты вряд ли отражают реальную физическую картину и связаны с обсуждавшимися выше недостатками метода. Погрешность расчетов можно уменьшить, решая уравнения (4.1) численными методами с использованием среднесуточных значений температур грунта. Этот подход оправдан тем, что какова бы ни была природа действующих в грунтовой толще источников тепла, в среднем за сутки их влияние почти полностью компенсируется. Небольшой положительный "остаток" свидетельствует, по-видимому, о постепенном конвективном прогреве отложений; над мерзлым водоупором; этот прогрев в определенной степени может объясняться также конденсацией водяного пара. Результаты проведенных наблюдений позволяют приближенно оценить относительный вклад этих процессов. В атмосфере потоки тепла (Р) и пара (Е) определяются известными формулами, приведенными, например, в работе (Павлов, 1975).
Подставляя в это соотношение р =1,276 кг/м и ср = 1006 Дж/(кг-К), а также характерные июльские значения градиентов температуры и влажности, определенных по результатам наблюдений на экспериментальном участке (соответственно -12 К/м и -2,8 10 3 кг/м4), получаем, что непосредственный перенос тепла путем конвекции примерно вдвое больше потока скрытого тепла, обусловленного конденсацией, т.е. эти величины соотносятся как 0,67/0,33. Отсюда рабочая формула для оценки величины Лэфф "снизу" имеет вид, а оценка "сверху" получается делением результата на 0,67.
Результаты расчетов по формуле (4.13) также имеют значительный разброс, хотя и существенно (примерно втрое) меньший, чем полученные по методу "температурной волны". Они подвержены наименьшим вариациям в периоды устойчивой сухой погоды, находясь преимущественно в диапазоне от 1,1 до 2,5 Вт/(м-К).
