Автор: Кудрявцев В.А.
Теги: внешняя геодинамика (экзогенные процессы) география геология температура
Год: 1978
Текст
М0Р8Я0ЮВ6ЖМ®
/геокриопогия/
ПОД РЕДАКЦИЕЙ ПРОФЕССОРА
В. А. КУДРЯВЦЕВА
Издание второе,
переработанное и дополненное
Допущено Министерством
высшего и среднего специального
образования СССР
в качестве учебника
для студентов вузов,
обучающихся по специальности
«Гидрогеология и инженерная геология»
ИЗДАТЕЛЬСТВО МОСКОВСКОГО УНИВЕРСИТЕТА, Т В 71
УДК 551.340
Авторский коллектив:
В. А. Кудрявцев, Б. Н. Достовалов, Н НРомановский.
о. Кондратьева, В. Г. Меламед
Рецензенты:
профессор, доктор геол.-мнн. наук
А. Н. Ларионов;
кафедра гидрогеологии и инженерной геологии
Ленинградского горного института
им. Г. В. Плеханова
Общее мерзлотоведение (геокриология), изд. 2, пе-
реработанное и дополненное. Учебник. Под ред.
В. А. Кудрявцева. М., Изд-во МГУ, 1978 г.,
464 с., 33 табл., бнблногр., с илл.
В предлагаемом учебнике (первое издание вышло в 1967 г.)
рассматриваются на современном уровне знаний важнейшие проб-
лемы мерзлотоведения, включающие термодинамические условия
развития мерзлых пород, физические, физико-химические и меха-
нические процессы в мерзлых породах, свойства мерзлых пород,
криогенные процессы и явления, теплофнзнческие закономерности
сезонного н многолетнего промерзания и развития мерзлых пород
с учетом геологических и географических условий и производствен-
ной деятельности человека.
Учебник предназначен для университетов, геологоразведочных и
строительных вузов, а также рассчитан на геологов, гидрогеоло-
гов, инженеров-геологов и других специалистов, участвующих в
промышленном и экономическом освоении криогенной области.
20806-110
О------------94-77
077(02)—78
@ Издательство Московского университета, 1978 г.
ПРЕДИСЛОВИЕ
В 1967 г. вышло первое издание учебника «Общее мерзлотоведе-
ние», предназначенного для студентов геологических специальностей
вузов. Эта книга явилась первым в советской и иностранной литерату-
ре учебником, охватывающим главнейшие проблемы общего мерзлото-
ведения, разработанные к тому периоду. Со времени первого издания
учебника прошло десять лет, и за это время при существующих тем-
пах развития науки достигнуты значительные успехи в разработке тео-
ретических основ мерзлотоведения (геокриологии). Возросла роль
мерзлотоведения в подготовке специалистов, связанных с проблемами
геологии, а также с изысканием, проектированием и строительством
в области развития мерзлых толщ горных пород. Особенно усилилась
роль специалистов-мерзлотоведов с освоением огромных территорий,
тяготеющих к трассе БАМ, а также в связи со строительством терри-
ториально-промышленных комплексов, линий газо- и нефтепроводов з
других линейных сооружений, прокладываемых на большие расстоя-
ния в различных регионах области развития многолетнемерзлых пород.
Во втором издании несколько изменена композиция учебника, многие
главы либо существенно переработаны и дополнены, либо написаны
заново, значительно обновлены иллюстрации. При переработке со-
держания учебника авторы сочли необходимым добавить исследова-
ние стационарных температурных полей в многослойной среде, лежа-
щих в основе геотермии, существенно обновить главы о физических,
физико-химических и механических процессах в замерзающих, мерз-
лых и оттаивающих грунтах, а также о криогенном строении горных
пород и криогенных (мерзлотных) геологических процессах и явле-
ниях, ввести новую главу о таликах в области распространения много-
летнемерзлых пород и по существу вновь написать главы по истории
развития толщ многолетнемерзлых горных пород, по районированию,
мерзлотной (геокриологической) съемке и картированию криолитозона
и по оценке значения мерзлотных условий в хозяйственном освоении
территории.
Учебник «Общее мерзлотоведение (геокриология)» представляет
собой основной курс среди мерзлотоведческих дисциплин, так как слу-
жит для них основой и той научной базой, на которой строится чтение
всех остальных специальных курсов по мерзлотоведение. Поэтому ос-
новной задачей авторов при составлении данного учебника явилось
раскрытие частных и общих закономерностей развития сезонно- и мно-
голетнемерзлых толщ горных пород, происходящих в них процессов
и явлений с целью изучения их геологической, географической и
физической сущности. Только при решении этой задачи возможны
прогнозирование их развития при изменении факторов природной
срезы и разработка приемов управления мерзлотным процессом.
Большое значение в новом издании уделено также вопросам рацио-
нального использования природной среды и ее охраны на основе изу-
чения закономерностей развития и взаимосвязи составляющих природ-
ных условии крнолнтозоны. Методика составления мерзлотного прог-
ноза. иллюстрированная большим количеством примеров расчетов, со-
ставляет содержание ранее изданного учебника «Основы мерзлотного
прогноза при инженерно-геологических исследованиях» (1974).
Полевые и лабораторные мерзлотные исследования в данном учеб-
нике не рассматриваются, так как опубликованы в отдельных руко-
водствах, как например, «Методика комплексной мерзлотно-гидрогео-
логической и инженерно-геологической съемки масштабов 1 : 200 000—
1:500000» (1970), «Полевые геокриологические (мерзлотные) иссле-
дования» (1961) и др.
При написании учебника использованы все достижения математи-
ческого. экспериментального, регионального и исторического мерзло-
товедения, получившие разработку при написании серии докторских и
кандидатских диссертаций, монографий и научных отчетов по ряду ре-
гионов криолитозоны. Поэтому данный учебник будет необходим не
только для студентов-мерзлотоведов и студентов смежных специаль-
ностей, но и для аспирантов и научных работников.
Учебник «Общее мерзлотоведение (геокриология)», рассматрива-
ющий важнейшие проблемы мерзлотоведения, предназначен для изу-
чения и преподавания мерзлотоведения в университетах, гидрогеоло-
гических, геологоразведочных, горных, нефтегазовых, строительных и
географических вузах, а также в вузах транспортного и гидротехниче-
ского строительства. В то же время освещаемые в нем проблемы пред-
ставляют большой интерес для геологов, гидрогеологов, инженеров-
геологов, строителей, дорожников, гидротехников и др. специалистов,
участвующих в промышленном и экономическом освоении криогенной
области и области глубокого сезонного промерзания пород.
В написании учебника принимали участие: В. А. Кудрявцев (§ 1-1,
§ Ш-7, § IV-12—1V-16, гл. VI, гл. VIII, кроме § VIII-7 и VIII-8,
§ ХП-З—XII-5, § XII-7, § XI1I-5); Б. Н. Достовалов (гл. I, II, III, гл. V,
кроме § V-28, V-30—V-32); Н. Н. Романовский (§ VI-4, гл. VII, § VIII-7
и VIII-8, гл. IX, гл. X, гл. XI); К- А. Кондратьева (Предисловие, гл. XII
и XIII); В. Г. Меламед (§ IV-1— IV-11, IV-17— IV-19).
В написании отдельных параграфов принимали участие Н. Ф. Пол-
TeBJVV'22)’ Е- П шУшеРИна (§ V-28), В. Г. Чеверев (§ V-30),
А. Д. Фролов (§ V-31 и V-32), Л. Н. Максимова (§ XIII-6). Общее ре-
дактирование книги выполнено В. А. Кудрявцевым и В. П. Волковой.
ею же рукопись учебника полностью подготовлена к изданию, за что
авторы приносят искреннюю благодарность. В подготовке рукописи
в. П. Волковой помогали Г. И. Крылова, И. Д. Гольданская иТ. Н. Ко-
саткова, которым авторы также приносят свою благодарность.
ВВЕДЕНИЕ
1-1. ПРЕДМЕТ ОБЩЕГО МЕРЗЛОТОВЕДЕНИЯ (ГЕОКРИОЛОГИИ)
^^б“<ее меРэлотоведение (геокриология) изучает мерзлую зону ли-
тосферы, ила криолтозоич, и слагающие ее толщи мерзлых гоп“ых по-
род. Поэтому оощее мерзлотоведение является геологической наукой
изучающе., историю развитии „ закономерности раеХТтрщен
ЛОИ зоны литосферы, состав. Строение, сложение и криогенные тек™.
М-РМЫХ Г°Р',Ь1Х ”°Р°“ " с UIIMH криогеТтыГаЙ--
цессъ, и имения, а также температурим,, режим и мощность криоти-
тоэоны. Общее мерзлотоведение находится в теской взаимосвязи с зам-
гими геологическими науками.
Определив предмет мерзлотоведения как изучение мёрзлых горных
пород в их развитии, мы приходим к вопросу о существенных т^п,.
, паках в определении мерзлой породы.
В обычной практике мерзлыми породами называются горные по-
роды, содержащие кристаллы льда, причем подразумевается их отри-
цательная температура, а талыми — породы, не содержащие кристал-
лов льда и находящиеся при положительной температуре. Но породы,
содержащие растворы солей, и практически сухие породы могут иметь
отрицательную температуру и не содержать кристаллов льда. Отсюда
возникают вопросы: 1) можно ли горную породу, не содержащую кри-
сталлов льда, называть мерзлой и 2) какой признак мерзлой породы
является более существенным — отрицательная температура или со-
держание кристаллов льда?
М. _И._Сумгин признавал отрицательную температуру более общим
и существенным признаком мерзлой породы и предложил следующее
; определение: «Мерзлыми породами, грунтами, почвами называются
1 такие породы, грунты, почвы, температура которых ниже 0°С незавн-
I симо от состояния и содержания в них воды». Температура, равная
0°С, при которой горная порода ^щжех .быть и .медздой и талой, яв-
I ляетсяГ‘пб“Мг ИГ’СумгинуУ^ерГхрдной^ температурой
Однако переход воды в^кристаллическое состояние при промерза-
нии пород существенно изменяет их физико-механические, электриче-
ские, тепловые, фильтрационные свойства, весьма важные в практи-
ческом отношении. По этим соображениям Н. И. Толстихин и Н.А. Цы-
тович предложили следующее определение мерзлых пород: «Мерз.е«- ।
ми породами, грунтами, почвами называются породы, грунты, почвы, ,
имеющие отрицательную или нулевую температуру, в которых хотя бы ,
часть воды перешла в кристаллическое состояние*.
Это определение мерзлой породы принимается в настоящее время
большинством мерзлотоведов.
П. Ф. Швецов предложил породы, грунты, почвы, имеющие огре-
нательную температуру, но не содержащие льда, называть морозный».
Указывая па различие между оттаявшими и непромерзавшима поро-
5
дами, он предлагает первые из них называть талыми, а вторые не-
Р Если считать лед мономннеральнон мерзлой горной породой, то
предметом мерзлотоведения, в широком смысле, является изучение
развития льда во взаимодействии со средой на нашей планете.
Существование мерзлых пород и воды в виде льда связано с на-
личяем так называемой криосферы (Л. В. Добровольскнп, В. И. Вер-
надский, П. И. Колосков) иля оболочки Земля, включаются частя ат-
мосферы. гидросферы и литосферы с отрицательными темиера^рами.
(Мерзлые породы и лед (как мономкнеральная порода) развивают
ся в криосфере, и их развитие связано с развитием последней. Поэто-
му изутенйГразвития криосферы может включаться в предмет мерзло-
товедения.
1-2. МЕСТО МЕРЗЛОТОВЕДЕНИЯ СРЕДИ ДРУГИХ НАУК
Мерзлотоведение начало развиваться вследствие запросов практики
с развитием строительства и сельского хозяйства в районах распрост-
ранения многолетнемерзлых пород. Необходимость сознательных и це-
лесообразных ответов на возникающие при этом вопросы обусловила
разработку теоретических основ и изучение общих закономерностей
развития мерзлых пород. Поэтому мерзлотоведение с самых ранних
стадий своего формирования как отдельной науки стало подразделять-
ся ла общее мерзлотоведение, инженерное мерзлотоведение и агробио-
логическое мерзлотоведение.
Эти подразделения мерзлотоведения различно связаны со смежны-
ми науками.
Так как общее мерзлотоведение изучает особый вид горных пород,
оно принадлежит прежде всего к группе геологических наук и тесно
связано с общей и исторической геологией, тектоникой, четвертичной
геологией, грунтоведением, гидрогеологией, инженерной геологией, ди-
намической геологией и др. и строится в соответствии с последними.
С другой стороны, развитие мерзлых пород тесно связано с изменения-
ми теплового, или термодинамического, состояния верхнего слоя лито-
сферы, зависящими, в свою очередь, от сложного комплекса природ-
ных факторов и условий.
Изучение теплового состояния Земли и факторов, влияющих на
его изменения, относится к области геофизики, поэтому общее мерзло-
товедение в значительной мере является и геофизической наукой. Теп-
ловое состояние самого верхнего слоя литосферы определяется усло-
виями и процессами на поверхности Земли. Их изучают такие науки,
как физическая география, геоморфология, метеорология и климато-
логия, геоботаника, палеогеография и др. Поэтому мерзлотоведение
связано с комплексом географических наук.
В процессе образования и развития мерзлых пород совершаются
различные физические, физико-химические и химические процессы ко-
торые существенным образом определяют состав, текстуры, структу-
ры и свойства мерзлых горных пород. В силу этого мерзлотоведение
гоС"°кС°аЯЗаН° ° соответств>ющими "аукамн физического и химическо-
"одводя "™г сказанному выше, видно, что общее мерзлотоведе-
ёкихГ«ГЛ Г™ “а СТЫКе ге°лог1™ских, геофизических и географиче-
С Хгой Т°Г0, связа“° с Физикой, физикохимией и химией.
С другой стороны, выводы общего мерзлотоведения используются
в инженерном мерзлотоведении при строительстве и при развипше^ль
6
ского хозяйства в области озспппгтппиопп" ......
оно связано также с техническими и₽ сельски™?3-™* пороа' Поэтому
Инженерное мерзлатоеедекие научает пп»е2ё,иге“"г““("<,”У“ИИ
лых горных пород, используемых вкачестве объекта хоз^сг.е„'„РЛ'
деятельности человека. Инженерное мерзлотоведение опивается в пеп-
вую очередь на общее мерзлотоведение, а также сяяэац? с ~ми г?
быми требованиями, которые предъявляются к мерзлым горным попа!
дам при том или ином освоении территории криолитозоны. Инженевное
мерзлотоведение в значительной мере регламентируется соответствую-
щими разделами строительных норм и правил, разработанных для об-
ласти криолитозоны (СНиП П-Б. 6-66).
Агробиологическое мерзлотоведение изучает мерзлые горные поро-
ды и почвы как объект сельского и лесного хозяйства и связано в пер-
вую очередь с общим мерзлотоведением, а также с почвоведением, кли-
матологией, геоботаникой, землеустройством, агробиологией, лесоуст-
ройством, экологией и другими науками биолого-почвенного и геогра-
фического направлений.
1-3. МЕТОДЫ МЕРЗЛОТОВЕДЕНИЯ
Изучая мерзлые породы в их развитии, мерзлотоведение пользует-
ся вообще методами геологических, географических, геофизических,
физико-математических и других естественных наук в зависимости от
Того, какие частные явления, процессы, свойства или вопросы исследу-
ются.
Комплекс используемых при этом методов определяется предметом
мерзлотоведения. В частности, при изучении криолитозоны и слагаю-
щих ее пород как геологического и географического объекта применя-
ются методы геологических, геофизических и географических наук,
включающие полевые, лабораторные и камеральные исследования.
При изучении физических свойств мерзлых пород и происходящих
в них процессов используются физические и физико-химические лабо-
раторные методы исследования.
Экспериментальные исследования сочетаются с теоретическими,
причем для получения закономерностей развития мерзлых пород при-
меняются математические методы, моделирование процессов на ЭВМ
и аналоговых устройствах. Специфические мерзлотные методы исследо-
вания связаны с изучением взаимодействия мерзлых горных пород с
комплексом геологических и географических факторов и условий, т. е.
с изучением двусторонних связей между ними (частные закономерно-
сти) и на основе их обобщения, синтеза — изучением общих законо-
мерностей развития мерзлых горных пород.
1-4. КРАТКИЙ ОЧЕРК ИСТОРИИ ИЗУЧЕНИЯ КРИОЛИТОЗОНЫ
И СЛАГАЮЩИХ ЕЕ ПОРОД
Коренные жители области распространения много.тетвемерзаыхпо-
род, несомненно, всегда знали об их существовании, таи кик им
лилось сталкиваться с мерзлыми породами летом пр»‘
лнщ, при сохранении добычи от гниения, видеть льдистые иормы я
обнаженных берегах рек и т. д. Но в литературе первые сииио
наблюдавшихся летом мерзлых породах стали'
MV лишь с XVI столетня. Тогда же усилились потки северного м
"кото пути из Европы в Китай и Индию и путешест... я «Ц»
9
страны стали более частыми. В лревкем русском соч'жеяии «Описииге
чего ради невозможно от Архангельского города морем
Китайское государство и оттоле к Восточной Индия», с"ста”-’с'' ’
1598 г., содержатся отчетливые и даже научные представления о р
чинах существования многолетних льдов в Арктике. ________
В .XVII р. о связи с нродвижспием русских людей на востоки с
веро-восток Сибири в Москву стали поступать донесения о существо-
вании многолетнемерзлых пород. Так, ленские воеводы П. 1 оло
М. Глебов в 1640 г. сообщали в Москву: «Земля-де, государь, и сред»
лета вся не растаивает». Д. Вуд, посетивший Новую Землю в 1о о г.,
пишет: «Если в местностях, в которых нет снега... начать копать землю
приблизительно до глубины 2 футов1, то встретится лед,...факт, о ко-
тором раньше ничего не было слышно» (Бэр, 1842, с. 170).
В конце XVII и начале XVIII в. в связи с развитием торгового ка-
питала и общим подъемом научной и практической деятельности в
эпоху Петра I север и восток Сибири посещают как отдельные путе-
шественники, так и целые экспедиции. Это привело к постепенному
увеличению сведений о существовании и распространении многолетне-
мерзлых пород. Так, историк и географ первой половины XVIII в.
В. Н. Татищев в своих работах (1725, 1736) сообщает о наличии мно-
голетнемерзлых пород и о том, что в них находят бивни и сохранившие-
ся трупы мамонтов.
В середине XVIII столетия М. В. Ломоносовым в его «Слове о
рождении металлов от трясения Земли», произнесенном 6 сентября
1757 г., впервые высказывается теоретическое положение о том, что су-
ществование многолетнемерзлых пород является результатом двух вза-
имно противоположных процессов — летнего нагревания и зимнего
охлаждения — и тем самым кладется начало учению о теплообмене
между горными породами и окружающим пространством как об основ-
ном факторе, определяющем тепловое состояние верхнего слоя лито-
сферы.
Эти теоретические положения М. В. Ломоносова получили даль-
нейшее развитие лишь в конце XIX в., во второй же половине XVIII и
первой половине XIX в. продолжалось накапливание фактических дан-
ных о многолетнемерзлых породах. В 1820—1824 гг. Ф. П. Врангель,
Ф. Ф. Матюшкин и штурман Н. М. Козмин исследовали северо-вос-
точные области Сибири, уделив также много внимания мерзлым по-
родам. В эти же годы (1820—1828) на побережье моря Лаптевых и на
Новосибирских островах работала экспедиция Гидрографического де-
партамента под начальством П. Ф. Анжу. Участник этой экспедиции
медик А. Е. Фигурин исследовал залежи подземных льдов и отнес
большую часть их к трещинным жильным льдам. Первые измерения
температуры многолетнемерзлых пород выполнил А. Эрман в декабре
1825 г. в Березове, в скважине глубиной 18,2 м.
В 1828 г. Федор Шергин, служащий Русско-Американской компа-
нии, начал проходку «колодца» в Якутске и продолжал руководить
этой работой в течение девяти лет, достигнув глубины 116,4 м. Таким
образом была создана знаменитая Шергинская шахта. Шахта шла все
время в мерзлых породах, не вскрыла водоносных горизонтов и с те-
породМ В₽еМеНИ Сыграла значительную роль в изучении мерзлых
В апреле 1829 г. А. Эрман определил температуру мерзлых пород
tP Шергинскои шахте на глубине 15,7 м, равную -6°С В начале соро
В ИН? 0,6 м.
6
повых годов XIX в академик А. Ф. Миддендорф измерил темпеоа-rvDv
мерзлых пород в Шергинской шахте до глубины 116 м Эти hX2S
позволили впервые определить температурный гр^иент в мевзтых па-
родах и судить о мощности мерзлой толщи. А. Ф. Миддендорф уста-
новил также зависимость глубины летнего протаивания мерзлых по-
род от их литологического состава и теплопроводности
В шестидесятые и последующие годы XIX в. усилилось промыш-
ленное освоение Сибири, строительство железных дорог, переселенче-
ское движение в Сибирь и развитие там сельского хозяйства. Строи-
телям пришлось непосредственно встретиться с мерзлыми породами,
изучать их и происходящие в них мерзлотные геологические процессы
и изыскивать новые методы строительства. У агрономов стали возни-
кать вопросы мелиорации почв в области распространения мерзлых
В 1866 г. горный инженер И. А. Лопатин исследовал многолетне-
мерзлые четвертичные отложения в низовье Енисея и на Бреховских
островах (70° 15'—71°00' с. ш.) и установил широкое распространение
в этом районе подземных жильных льдов и явлений пучения и термо-
карста. Он первый обратил внимание на значение этих явлений для
строительства на севере, заложив, таким образом, начало инженерного
мерзлотоведения.
В 1866—1870 гг. по Якутии путешествовал Г. Майдель, собравший
сведения об орографии северо-востока Сибири и впервые описавший ле-
дяное поле Кыра-Нехаранского тарына площадью около 100 кв. км у
восточного склона хребта Тас-Хаяхтах.
А. А. Бунге наблюдал в 1882 г. на островах дельты р. Лены рас-
пространение жильных (клиновидных) льдов и связал их образование
с морозобойными трещинами в породах. Э. Толль, исследуя те же
обнажения подземных льдов, представлял их себе как погребенные
остатки ледяного покрова, образовавшегося в ледниковую эпоху, а
вмещающие их суглинки считал «земляными жилами», сформировав-
шимися в промоинах ледника. В своих взглядах на происхождение
мерзлых пород Э. В. Толль примыкал к утверждению А. Пенка о том,
что вечная мерзлота является продуктом ледниковой эпохи.
Большой вклад в развитие мерзлотоведения сделал Л. А. Ячевский.
В своем докладе (28 апреля 1889 г.) «О вечно мерзлой почве Сибири»
он говорил о практическом значении исследования мерзлых пород при
строительстве железных дорог и о необходимости расширять теорети-
ческие знания по этому вопросу. Он указал на значение для развития
многолетнемерзлых пород отрицательной температуры воздуха, мощно-
сти снежного покрова, геологического строения местности, состава н
теплоемкости пород, их обводненности, происходящих в них геохимиче-
ских процессов, а также экспозиции склонов. Л. А. Ячевский вместе с
докладом опубликовал схематическую карту распространения много-
летнемерзлых пород и дал их южную границу.
В. А. Обручев, выполняя геологические исследования в илекмнн-
ско-Витнмской горной стране, установил колебания мощности » отсут-
ствие мерзлых пород в пределах одной и той же климатической обла-
сти и объяснял эти факты гидрогеологическими условиями (ЬЛ).
Горный инженер Н. М. Козьмин, работая около 1 о лет в Восточной
Сибири, создал основы современных представлении .а
ских условиях в горно-складчатых областях распространения мерим-
“°₽°В 90-х гг. по просьбе Управления строительства Сибврстонжелез^
ной дороги при Русском географическом обществе в Петербурге был
9
создана комиссия для изучения мерзлых грунтов под председательст-
вом II. В. Мушкетова. Членами комиссии были знаменитый климатолог
А. И. Воейков. В. Ат Обручев, геофизик М. А. Рыкачев и геолог
К. И. Богданович. Комиссия опубликовала в 1895 г. первую «Инструк-
цию для изучения мерзлоты почвы в Сибири». А. И. Воейков уже тог-
да говорил о том, что в горах вследствие зимней инверсии температуры
воздуха и большой облачности мощность мерзлой толщи может быть
меньше, чем в долинах. Это положение подтвердилось впоследствии
наблюдениями в Забайкалье и Амурской области для относительно не-
больших превышений вершин гор над долинами.
В 1903 г. С. А. Подьяконов опубликовал работу «Наледи Восточ-
ной Сибири и причины их возникновения».
Изучение мерзлых пород и связанных с ними практических вопро-
сов усилилось в связи с постройкой н эксплуатацией западной части
Амурской железной дороги (1909—1914). Здесь мерзлотными исследо-
ваниями занимались Н. С. Богданов (1912), А. В. Львов (1916) и др.
Эти работы внесли значительный вклад в развитие инженерного и об-
щего мерзлотоведения.
В это же время работники Переселенческого управления и Метео-
рологического бюро приступили к исследованию почв, растительного
покрова, земледелия и водоснабжения в условиях распространения мно-
голетнемерзлых пород. Здесь следует отметить работы Н. И. Прохоро-
ва, П. И. Колоскова, М. И. Сумгина, Л. И. Прасолова, Б. Б. Полыно-
ва, Б. Н. Сукачева, Р. И. Аболина.
В 1913 г. опубликована работа А. В. Вознесенского и В. Б. Шоста-
ковича «Основные данные для изучения климата Восточной Сибири»,
в которой многолетнемерзлые породы рассматриваются как результат
современного климата. В 1911—1915 гг. П. И. Колосков (1918) впервые
исследовал возможности тепловой мелиорации почв.
После Великой Октябрьской социалистической революции начался
новый период развития мерзлотоведения как самостоятельной науки,
созданной трудами советских мерзлотоведов.
В связи с необходимостью развития промышленности и транспор-
та в период восстановления народного хозяйства в Ленинграде и в
ААоскве в 1923—1928 гг. стали возникать организации, которые в сво-
ей основной работе сталкивались с вопросами мерзлотоведения и вы-
нуждены были заняться их изучением для разработки рациональных
методов строительства. К ним относились Государственный институт
ио проектированию металлургических заводов (Гипромез), Исследова-
тельское дорожное бюро Центрального управления местного транспор-
та (ЦУМТ) в Ленинграде и Институт инженеров железнодорожного
транспорта, а также Сельскохозяйственная академия им. К. А. Тимиря-
зева в Москве. Исследования производились Гипромезом в Петровско-
Забайкальском^ на площадке металлургического завода, Управлением
Амуро-Якутской автомагистрали, железнодорожными организациями,
а также Амурским метеорологическим бюро под руководством
М. И. Сумгина и П. И. Колоскова.
Развитие хозяйственной деятельности в области распространения
мерзлых пород потребовало обобщения полученных данных. Эта задача
была успешно выполнена М. И. Сумгиным в его капитальном труде
«вечная мерзлота почвы в пределах СССР», вышедшем в 1927 г. Спо-
явлением этой работы связывается становление мерзлотоведения как
-самостоятельной отрасли знания.
В конце 1929 г. по инициативе М. И. Сумгина и при поддепжке
академика В. И. Вернадского в Академии наук СССР была oprainiao
10
вана постоянная Комиссия по изучению вечной мерзлоты (КИВМ^ ппп
председательством акад. В. А. Обручева. 1 ’ од
Помимо непосредственного изучения вечной мерзлоты КИВМ яви
лась центром организующим всю работу в области мерзлотоведения
В период с 1930 по 1936 г. ею было созвано пять совещаний по вечной
мерзлоте, на которых просматривалась и координировалась работа по
мерзлотоведению во всесоюзном масштабе.
Примерно в этот же период начали работать научно-исследователь-
ские мерзлотные станции в Сковородино (1927), Петровске-Забайкаль-
ском (1928), Анадыре (1935), Игарке, Якутске, Воркуте (1936), Но-
рильске, организованные различными ведомствами, а в НИИ Даль-
строя в Магадане был создан отдел мерзлотных исследований.
В 1932—1935 гг. крупные мерзлотные исследования при участии и
под руководством КИВМ были выполнены в связи с изысканиями и
проектированием Байкало-Амурской железнодорожной магистрали.
Вследствие расширения задач и объема исследований КИВМ была
преобразована в 1936 г. в Комитет по вечной мерзлоте, созвавший в
1939 г. VI Всесоюзную конференцию по мерзлотоведению. В 1939 г.
на основе этого комитета был организован Институт мерзлотоведения
им. В. А. Обручева АН СССР, которому были переданы научно-ис-
следовательские мерзлотные станции в Игарке, Якутске, Анадыре, а
затем и в Воркуте. Кроме того, Институтом мерзлотоведения были
созданы Алданская научно-исследовательская мерзлотная станция в
Чульмане ЯАССР и стационар для исследования сезонного промерза-
ния в районе Загорска Московской области.
Институт мерзлотоведения опубликовал в 1940 г. первый курс по
общему мерзлотоведению — «Общее мерзлотоведение» (М. И. Сум-
гин, С. П. Качурин, Н. И. Толстихин и В. Ф. Тумель), а в 1959 г.
сводную работу по общему мерзлотоведению — «Основы геокриологии
(мерзлотоведения)», написанную большим коллективом авторов.
В 1953 г. на геологическом факультете МГУ была организована
первая в мире кафедра мерзлотоведения, ставшая важным центром
подготовки специалистов-мерзлотоведов и ведущая большой объем на-
учно-исследовательских работ в этой области. За этот период разрабо-
таны многие теоретические и методические вопросы мерзлотоведения,
в частности впервые разработан метод факторного анализа (см. ХП-3)
частных и общих закономерностей формирования сезонно- и многолет-
немерзлых толщ, а также теория и практика мерзлотного прогноза.
Важные и многосторонние мерзлотные исследования проводятся на
кафедре криолитологии и гляциологии географического факультета
МГУ. Здесь разрабатывается новый раздел геокриологии — криолито-
логия.
В 1956 г на VII межведомственном совещании по мерзлотоведе-
нию были представлены 84 научных и производственных учреждения,
в том числе 45 организаций, работающих вне Москвы. .„ггг„
В 1961 г. Якутское отделение Института мерзлотоведения АН ьььг
было реорганизовано в Институт мерзлотоведения Сибирского отделе-
ния АН СССР. Московский институт был при этом упразднен, а его
отделы были переданы в ПНИИИС Госстроя СССР. бы10 созва.
В 1966 г. Институтом мерзлотоведения СО АН СССЕ было их»ва
но VIII Всесоюзное междуведомственное совещание по
(мерзлотоведению), с участием многочисленных
производственных организаций, а также ученых из
и Чехословакии. Труды этого совещания были опубликованы восьми
выпусках.
n
В эти годы мерзлотоведение успешно развивалось также в отлелах.
институтов Госстроя (ПНИИИС. НИОСП) в институте ВСЕГИНГЕО.
на кафедрах высших учебных заведении (МГУ, МИСИ, .11 И и др.).
В 1970 г. в Москве при АН СССР создастся Научны» совет по
Криологии Земли, в состав которого вошли известные ученые Москвы,.
Ленинграда и Сибирского отделения АН СССР.
Совет по Криологии Земли АН СССР совместно с Институтом
мерзлотоведения СО АН СССР провел большую работу по созыву в
1973 г. в Якутске II международной конференции по мерзлотоведению,
которая подвела итоги современного мерзлотоведения и наметила пути
его дальнейшего развития в международном аспекте. III Международ-
ная конференция по мерзлотоведению будет проводиться в Канаде в
1978 г.
1-5. О ПЛАНЕТАРНОЙ КРИОЛОГИИ
С выходом человека в космос и на другие планеты предмет мерз-
лотоведения и комплекс криологических проблем заметно расширяется.
Возникают вопросы о распространении мерзлых пород, криолитозоны
и криосферы на других небесных телах. Например, существование льда
и криогидратов как породообразующих минералов в криолитозонах
Луны и Марса могло бы послужить удобным источником воды и кис-
лорода для постоянных научных станций, которые, вероятно, появятся'
гам со временем.
Объектами криологических исследований нашей солнечной систе-
мы могут явиться в первую очередь Луна и Марс, а в дальнейшем
другие ближайшие к нам планеты и крупные их спутники, а также и
крупнейшие из малых планет (астероидов). В настоящее время уже
три небесных тела — Луна, Марс и Венера непосредственно изучаются
в самых различных направлениях. На Луне и Марсе по условиям их
облучения и тепловых балансов несомненно существуют мощные тол-
щи пород с отрицательными температурами. Поэтому развитие крио-
логии Луны и Марса вполне обосновано. Эти разделы планетарной
криологии можно соответственно назвать Селенокриологией и Арео-
криологией.
Интересными криологическими объектами в будущем могут быть и
спутники других планет, например крупные спутники Юпитера: Ио, Ев-
ропа, Ганимед, Каллисто, открытые Галилеем в 1610 г. Установлено,
что Ио, Европа и Ганимед имеют атмосферу. По исследованиям
В. И. Мороза, значительная часть поверхности Европы и Ганимеда
покрыта льдом. По размерам Ио и Европа соизмеримы с Луной, а Га-
нимед и Каллисто ее превосходят по массе и размерам. У этих четырех
спутников периоды вращения и обращения равны друг другу, т. е.
спутники обращены к планете одной стороной, как паша Луна. Сред-
няя плотность открытых Галилеем спутников, по-видимому, уменьшает-
ся с расстоянием от планеты подобно тому, как плотность планет сол-
нечной системы убывает с расстоянием от Солнца.
Криологически интересны и крупнейшие из малых планет (асте-
роидов). Орбиты подавляющего числа астероидов расположены между
орбитами Марса и Юпитера, но орбиты некоторых астероидов очень-
вытянуты и пересекают плоскости орбит нескольких планет (Икар, Ги-
дальго и др.). Диаметры астероидов изменяются от 770 км (Церера)
] 2 км (Икар и др.). Сравнительное изучение физических характе-
ристик планет, спутников и астероидов и происходящих на них процес-
сов несомненно включает и их криологическое изучение, которое соста-
вит содержание планетарной криологии и ее разделов.
Глава II
РАСПРОСТРАНЕНИЕ И МОРФОЛОГИЯ КРИОЛИТОЗОНЫ
11-1. ПОДРАЗДЕЛЕНИЕ МЕРЗЛЫХ ПОРОД ПО ПРОДОЛЖИТЕЛЬНОСТИ
ИХ СУЩЕСТВОВАНИЯ
Из приведенного в главе I определения мерзлой породы видно, что
лед в последней должен рассматриваться как породообразующий ми-
нерал. Поэтому к мерзлым породам естественно относить все породы,
содержащие лед, и включать в них и крупные массы подземного льда,
.рассматривая последние как мономинеральную мерзлую горную поро-
ду. своеобразие льда как породообразующего минерала подчеркивает-
ся динамичными изменениями его свойств в зависимости от темпера-
туры, давления и других факторов.
По длительности существования мерзлого состояния пород приня-
то (Сумгин и др., 1940) подразделять родовое понятие «мерзлые по-
роды» на три видовых понятия:
1) кратковременномерзлые породы (часы, сутки),
2) сезонномерзлые породы (месяцы),
3) многолетнемерзлые породы (годы, сотни и тысячи лет).
Между этими категориями мерзлых пород могут быть промежу-
точные формы и взаимные переходы. Так, например, сезонномерзлая
порода может не протаять в течение лета и просуществовать несколько
лет. Такие формы мерзлой породы называются «перелетками». Разли-
чие между перелетками и многолетнемерзлыми породами рассматри-
вается в VI-6 главы «Сезонное промерзание и протаивание пород».
11-2. ГЛУБИНА И СПЛОШНОСТЬ ПРОМЕРЗАНИЯ ПОРОД
ПО ВЕРТИКАЛИ
Глубина промерзания пород зависит от целого комплекса условий,
и в том числе от длительности охлаждения. Поэтому мощность кратко-
временномерзлых пород достигает немногих сантиметров, а макснмаль
ная мощность многолетнемерзлых пород выражается сотнями метров.
Наблюдения показывают, что мощность мерзлых толщ часто воз-
растает с понижением их средней годовой температуры. Как мы уви-
дим ниже, полного соответствия в этом отношении ожидать нельзя,
так как комплекс геологических и географических условий обычно бо-
лее или менее изменяется в пределах любых выделяемых районов.
Для примера рассмотрим это соответствие на карте распространения
многолетвемерзлых порол (рис. 1). где мощности я температуры мерз-
лых толщ НУЖНО понимать лишь как средние и типичные, учитывая,
во-первых, возможность вариаций мощности в нетипичных или азональ-
ных условиях, а во-вторых, и историческое развитие мерзлых тмщ ко-
Рис. I. Карта распространения многолетнемерзлых пород (ММП) в СССР (К. А. Кондратьева, 1976): 1 зона ред-
коостровного. островного и массивно-островного распространения ММП со среднегодовыми температурами (Zen) от
+3 до -1°С и мощностью мерзлой толщи (М) от 0 до 100 м; 2-5-зона сплошного распространения ММП:
2 —от I до —3° М от 50 до 300 м; 3 — top от —Здо —5 , М от 100 до 400 м; 4—/ср от —5 до —9 . М от
"200 до 600 м: 5—/срниже —9°С, М от 400 до 900 м и более; 5-граница зон ММП; 7—южная граница криоли-
то^оны
торое в различных геологических и географических условиях идет не
одинаково. Подробно вопросы формирования мощности меозлыхтплгп
рассматриваются в главах VI и VIII. .
Рассматривая сплошность мерзлых толщ по вертикали нужно
иметь в виду следующее. Кратковременномерзлые и сезонномерзлые
толщи представляют собой обычно непрерывные по вертикали слои
верхняя поверхность которых совпадает с дневной поверхностью а
нижняя поверхность находится на
некоторой небольшой (от сантимет-
ров до единиц метров) глубине.
Залегание многолетнемерзлых
толщ более сложно. Их верхняя по-
верхность залегает на различных
глубинах ниже дневной поверхности
вследствие процессов сезонного или
Рис. 2. Схема вертикального разреза
мерзлых толщ при движении с юга на
север: 1 — слой сезонного промерзания
(а) и протаивания (о); 2 — современные
сливающиеся мёрзлые толщи; 3 —совре-
менные песливающиеся мерзлые толщи;
4 — древние сливающиеся и несливаю-
щиеся мерзлые толщи; 5 — сквозные
талики; 6 — несквозные или «ложные»,
талики; 7 — современная южная грани-
ца мерзлых пород
многолетнего протаивания (рис. 2).
Многолетнемерзлые толщи,
верхняя поверхность которых совпа-
дает с нижней поверхностью слоя
летнего протаивания, называются
«.сливающимися многолетнемерзлы-
ми толщами»; если же их верхняя
поверхность находится глубже по-
дошвы слоя сезонного протаивания
или промерзания, они называются
«несливающимися многолетнемерз-
лыми толщами». Наблюдаются также залегания двух и более слоев
многолетнемерзлых пород друг над другом, разделенных талыми про-
слоями. В этом случае употребляют термины «слоистые или многослой-
ные мерзлые толщи». Глубоко зале-
гающие (несливающиеся) древние
мерзлые толщи были обнаружены в
Западной Сибири (Земцов, 1959).
Они залегают значительно южнее
южной границы распространения
современных или относительно мо-
лодых мерзлых толщ. Существова-
ние таких реликтовых мерзлых толщ
ставит по-новому и усложняет воп-
рос об определении «южной грани-
цы» распространения мерзлых по-
род.
11-3. РАСПРОСТРАНЕНИЕ МЕРЗЛЫХ ПОРОД
ПО ПЛОЩАДИ
Рис. 3. Соотношение площадей мерз-
лых толщ и таликов в южной и се-
верной частях области распростране-
ния мерзлых пород. Мерзлые толщи
заштрихованы
Непрерывность мерзлых толщ,
по простиранию наблюдается толь-
ко в самых северных районах
(рис. 2). Но и там под крупными
водоемами и в местах усиленной
циркуляции подземных вод можно
встретить участки со сквозным “Х-
но называют «толиколи». При этом ₽кХчктво и площадь галвк*
«лесквозкые», или «.южные», тол• • распространения мерэ-
возрастают в направлении от северных областей рас р
лых пород к их «южной границе», или, точнее, в направлении, перпен-
дикулярном геоизотермам в этой области.
При движении в этом направлении можно указать линию или
границу, по одну сторону которой площадь таликов преобладает, а по
другую — преобладает площадь мерзлых пород. Переходя в область
преобладания таликов по площади, мы наблюдаем постепенное умень-
шение размеров отдельных мерзлых массивов и «островов» в талых или
«немерзлых» породах.
Указанные соотношения распространения мерзлых и талых пород
схематически изображены на рис. 3. Таким образом, мерзлые и талые
(или немерзлые) толщи взаимно проникают друг в друга, что наряду
со сложностью распространения мерзлых толщ по вертикали (рис. 2)
осложняет вопрос об определении «южной границы» распространения
многолетнемерзлых пород.
16
мерзлых горных пород и ледяных покровов; 2 —зона систематического сезонного про-
и несистематического промерзания почвы
11-4. ЮЖНАЯ И ВЫСОТНАЯ ГРАНИЦЫ РАСПРОСТРАНЕНИЯ
МЕРЗЛЫХ ТОЛЩ
Сложный характер залегания и распространения мерзлых толщ в
их большая динамичность привели к различиям в определении их юж-
ной границы. В настоящее время существуют следующие частные опре-
деления южной границы распространения многолетнемерзлых пород.
1. Географическая южная граница распространения многолетне-
мерзлых пород представляет собой линию, оконтуривающую с юга об-
ласть распространения мерзлых толщ, за исключением отдельных вы-
сокогорных участков мерзлых пород в субтропических и тропических
зонах.
2. Геофизическая южная граница распространения мерзлых пород
представляет собой среднее многолетнее положение нулевой геоизотер-
мы у подошвы слоя сезонных колебаний температуры (более подробно
об определении этой границы говорится в гл. VIII).
2 Зак. 98 17
„ тялой зонами независимо от геогра-
3. Контакт между мерзлой. называется «.физической границей-».
фического положения последних наз
мерзлых и талых пород. многолетнемерзлых пород в гор.
При рассмотрении' °™“““южная граница» пользуются термином
ных областях вместо термина «южна и Пыготную гоанину кт»-
«высотная граница ““айяему положению мерзлых толщ,
и южную, можно определять и по крайнему nv
и по среднему положению нулевой геоизотермы.
11-5 ГЕОГРАФИЧЕСКОЕ РАСПРОСТРАНЕНИЕ МЕРЗЛЫХ ПОРОД
В СССР И НА ЗЕМНОМ ШАРЕ
Указанные выше три разновидности мерзлых пород встречаются на
большей части поверхности суши. При этом зона распространения крат-
ковременномерзлых толщ переходит при движении перпендикулярно
геоизотермам в зону сезонномерзлых пород, а последняя в зону мно-
голетнемерзлых пород.
Мерзлые породы не встречаются только в тропическом и субтро-
пическом поясах в равнинных условиях.
Кратковременное промерзание почвы связано с ночными замороз-
ками; сезонное промерзание пород вызывается наличием отрицатель-
ных среднесуточных температур почвы зимой в связи с сезонными ко-
лебаниями климата, а причиной существования многолетнемерзлых по-
род является продолжительное существование отрицательных средне-
годовых температур пород вследствие многолетних колебаний теплооб-
мена на поверхности Земли, периодически создающих отрицательные
температуры в верхнем слое литосферы.
Географическая граница распространения кратковременномерзлыхк
сезонномерзлых и многолетнемерзлых пород указана на карте (рис. 4).
В область распространения многолетнемерзлых пород в южном по-
лушарии включаются Антарктида и прилегающие к ней острова, а так-
же высокогорные участки в Южной Америке и в Африке. Австралия яв-
ляется единственным континентом, где не наблюдается распростране-
ния многолетнемерзлых толщ.
Площадь распространения многолетнемерзлых пород составляет
до 25% всей суши земного шара и более 47% площади СССР.
Из сказанного выше видно, что распространение мерзлых толщ,
подчинено широтной и высотной зональности. Зональность распростра-
нения мерзлых пород отражена, в частности, на рис. 1, где по средне-
годовым температурам, характеру распространения и мощности область
многолетнемерзлых пород подразделена на пять зон.
лмх ппп™СпЛа1,0НИр0ВаНИЯ области распространения многолетнемерз-
лых пород рассматриваются в главе XII, а здесь следует иметь в виду
s=s£
Глава 111
ТЕРМОДИНАМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ РАЗВИТИЯ
МЕРЗЛЫХ ПОРОД
111-1. ПРЕДВАРИТЕЛЬНЫЕ ЗАМЕЧАНИЯ
Процессы промерзания и протаивания, охлаждения и нагревания,
являющиеся основными в развитии мерзлых пород, связаны, как и всё
другие процессы, с движением и превращениями энергии и вещества
в данном объеме породы. Рассмотрение их и других процессов, про-
исходящих в замерзающих, мерзлых и протаивающих породах, с энер-
гетической точки зрения представляет по существу термодинамический
подход к изучению развития мерзлых пород. Такой подход предполага-
ет определение мерзлых толщ как термодинамических систем, т. е. оп-
ределение внутренних и внешних параметров, влияющих на изменения
их состояния, а также изучение изменений основных термодинамичес-
ких функций: внутренней энергии, энтальпии (или теплосодержания) ч
энтропии.
Выполнение исследований в указанном направлении могло бы со-
ставить содержание термодинамики толщ мерзлых пород, которая в
настоящее время разработана еще совершенно недостаточно. Причи-
нами недостаточной разработки этого принципиально важного направ-
ления являются сложность толщ мерзлых пород как термодинамичес-
ких систем, большое число и малая изученность энергетических воздей-
ствий, определяющих их состояние, а также недостаточное развитие
термодинамики открытых систем, каковыми являются толщи мерзлых
пород.
В силу этих обстоятельств в настоящее время производится по су-
ществу подготовительная работа по изучению термодинамических усло-
вий развития мерзлых пород, выражающаяся главным образом в оп-
ределении и изучении тепловых и водно-тепловых балансов мерзлых
толщ и в разработке различных частных теплофизических вопросов.
Особенности составления и изучения тепловых балансов мерзлых толщ
можно охарактеризовать следующим образом.
Мерзлые толщи представляют планетарное явление, и их ^распро-
странение и развитие зависят от общего теплового состояния эемли и
его изменений, определяемых ее общим тепловым балансом. С друго
стороны, тепловой баланс пород зависит от регионального и локально-
го распределения приходящей энергии. зависящего, в свою очереды от
региональных и локальных геологических и географических хслови».
Поэтому для выяснения закономерностей развит™' ""•’“всг”*
ния пород, и в том числе мерзлых толщ, необходимо его и зрение »
планетарном, региональном и локальном аспектах. Другими икни
общий энергетический баланс Земли должен подразделяться на регио-
19
нальные, а последние — на локальные балансы и из балансовых, или
термодинамических, условий в горных породах должен выводиться их
температурный режим, влияющий на условия существования и разви-
тия мерзлых толщ. Решение такой задачи затрудняется недостаточной
изученностью как теплового баланса Земли в целом, так и локальных
тепловых балансов. Изучение термодинамических условии развития
мерзлых толщ затрудняется также недоработанностыо методик и ап-
паратуры для измерения составляющих теплового баланса. Поэтому
измеряются по существу лишь некоторые его составляющие, а осталь-
ные входят в баланс в' виде суммарного недетализированного члена.
Относительно метода составления балансов у различных авторов
существуют разногласия. Однако эти затруднения не могут служить
основанием несвоевременности постановки данной проблемы. Необхо-
димость изучения энергетического баланса Земли, несмотря на встре-
чающиеся затруднения, указывалась выдающимся климатологом
А. И. Воейковым (Воейков, 1904). В настоящее время в связи с бур-
ным развитием физики и измерительной техники разработка проблемы
изучения теплового состояния Земли становится реальной и в нее вклю-
чаются международные организации. Выдающимся примером таких ис-
следований явились работы по Международному геофизическому году.
111-2. ИСТОЧНИКИ ЭНЕРГИИ, ОПРЕДЕЛЯЮЩИЕ ТЕПЛОВОЕ
СОСТОЯНИЕ ЗЕМЛИ, И ИХ ОТНОСИТЕЛЬНОЕ ЗНАЧЕНИЕ
Под «тепловым состоянием Земли», согласно сказанному выше,
следует понимать термодинамическое ее состояние, характеризуемое ос-
новными термодинамическими функциями, а также внутренними и
внешними параметрами. Основными параметрами, определяющими со-
стояние Земли как термодинамической системы, кроме температуры,
давления и объема являются внешние и внутренние энергетические
воздействия, или источники энергии.
Термином «Земля» в данной главе обозначается вся планета, вклю-
чая гидросферу и атмосферу.
По современным представлениям внешними энергетическими воз-
действиями на нашу планету являются: 1) лучистая энергия Солнца
и звезд, перехватываемая и поглощаемая Землей; 2) корпускулярное, в
том числе нейтринное, излучение Солнца и звезд, поглощаемое Землёй;
3) энергия метеоритов, падающих на Землю и сгорающих в атмосфере’
и 4) гравитационные воздействия Луны, Солнца и, возможно, всей
нашей галактики. Приток энергии из внешних источников увеличивает
внутреннюю энергию Земли.
К внутренним источникам энергии условно можно отнести: 1) энер-
гию, выделяющуюся и превращающуюся внутри Земли при ядерных
реакциях; 2) энергию, превращающуюся при изменениях гравитацион-
ного поля Земли; 3) энергию, выделяющуюся при изменениях скоро-
сти вращения Земли; 4) энергию, выделяющуюся при экзотермических
химических реакциях.
Внутренние источники энергии по существу представляют собой
различные процессы превращения внутренней энергии Земли в тепло-
вую ее форму, способную давать тепловое излучение во внешнее прост-
ранство, уменьшающее внутреннюю энергию Земли.
Мощности указанных выше источников энергии, определяющие их
относительное значение в развитии процессов на поверхности и внутри
Лемли. з значит, и в развитии самой Земли, показаны в табл. 1.
20
Источники энергии, тр,„„„„
и их относительное значение
Характеристика источника энергии
Внешние источники
Лучистая энергия Солнца, перехватываемая Землей
Лучистая энергия звезд, перехватываемая Землей .
Корпускулярное излучение Солнца .
Космические лучи......................
Гравитационные воздействия Луны и Солнца .
Энергия метеоритов, падающих на Землю ....
Мощность,
5,65-10”
22,61-10"
8,37-10»
7,95-10»
5,02-10»
0,16-10”
Б. П. Алисов
В. И. Баранов
Внутренние источники
Ядерные реакции внутри Земли.....................
Гравитационные процессы внутри Земли . .
Энергия, выделяющаяся при изменениях скорости вра
щения Земли...................................
Энергия, выделяющаяся при экзотермических химичсс
ких реакциях .................................
5.86-10”
4,61.10”
П. Н. Кропоткин,
Б. Г. Полляк
И. С. Астапович
В. И. Баранов
-° * (j «э <3 о i ।« В. Г. Хлопин1 Е. Н. Люстих1 Н. Н. Па римский1 П. Н. Кропоткин, Б. Г. Полляк
6,7-Ю’о Б. Гутенберг
0,4-Ю’1 П. Н. Кропоткин, 1 Б. Г. Полляк
Кондуктнвный поток тепла через поверхность Земли
во внешнее пространство (порядок)..............
Поглощение нейтринного потока.....................
Данные получены по кн.: Марков К- К- Палеогеография. М-, Географгиз, 1951,
Из табл. 1 видно, что внешние энергетические воздействия на ат-
мосферу, гидросферу и поверхность литосферы больше приблизитель-
но на четыре порядка или в 10 000 раз мощнее воздействия внутрен-
них источников энергии. Отсюда, с одной стороны, возникает вопрос
о значении этого неравенства эндогенных (внутренних) и экзогенных
(внешних) факторов в геологической истории Земли, а с другой —
появляются вопросы об условиях распределения общего притока энер-
гии между литосферой, гидросферой, а также о его изменениях во вре-
мени, влияющих на развитие всех процессов и явлений на Земле, в
том числе и на развитие мерзлых толщ. При рассмотрении этих воп-
росов необходимо пользоваться основными понятиями и принципами
термодинамики.
111-3. ОСНОВНЫЕ ПОНЯТИЯ И ПРИНЦИПЫ ТЕРМОДИНАМИКИ
Термодинамическое равновесие. Макроскопические системы взаимо-
действующих тел, находящиеся в неизменных условиях достаточно дол-
гое время, самопроизвольно приходят в состояние равновесия, харак-
теризуемое тем, что: 1) в системе прекращаются макроскопические из-
менения и 2) для изменения такого состояния требуются внешние воз-
ДеЙСКолйчественно состояние системы характеризуется рядом вели-
чин - параметрами состояний (температура, давление, ооъем и npj.
В состоянии равновесия параметры не меняются Параметры с^гои-
ния можно подразделять на внутренние н внешние. Переход системы
21
состояние равновесия называется релаксацией, а время этого перехода
называется временем релаксации. fi Изменять состояние систе-
Теплообмен и макроскопическая работа. Изменят в -
мы можно двумя принципиально ,раэличыми способа«''ш )Т’°3«ИСТ
ВИЯМИ перемещающихся внешних /ел состояйне системы и
скоп,.веская механическая Раб°та' “данИями тепловой, лучистой,
2) воздействиями. "ePe™c0“"nP»en™ Ppn которых макроскопиче'
электромагнитной и други»энер 'проР„СХодят₽ Такие взаимодей-
ские перемещения тел непосредственно не
ствия тел называются теплообменом. ГПпппйожлается ич
В пеовом случае изменение состояния системы сопровождается из-
менениемвнешних параметров х„ х2, ..., хп и производимую макроско-
пическую механическую работу dA при бесконечно малом изменении
параметров t/х,- можно представить в виде
dA = '£Xidxl,
(3,1)
где Xi — некоторые коэффициенты, называемые «обобщенными» сила-
ми взаимодействия системы с внешними телами. Например, в случае
изменения объема dV давлением р, Xi=p и уравнение (3,1) примет вид
dA = pdV. (3,2)
При изменении состояния системы путем теплообмена также произ-
водится работа. Так, например, при поглощении телом лучистой энер-
гии превращение этой энергии в тепловую энергию молекул тела и на-
гревание последнего представляет собой работу среды над телом (си-
стемой), а излучение энергии телом (системой) во внешнее простран-
ство является работой тела (системы) над окружающей средой.
Внутренняя энергия системы (U). Полная энергия системы скла-
дывается из кинетической и потенциальной энергии системы как цело-
го и остальной энергии, не связанной непосредственно с движением или
положением системы. Эта последняя часть энергии и рассматривается в
термодинамике и называется внутренней энергией системы (£/).
Закон сохранения и превращения энергии. Энергия и работа. Энер-
гию можно считать одной формой материи, а вещество, имеющее мас-
су, — другой ее формой. Закон Эйнштейна устанавливает эквивалент-
ность массы (т) и энергии (Е) по формуле Е=тс2, где с есть скорость
света. Таким образом, в современной физике законы сохранения энер-
гии и массы объединяются в один более общий закон сохранения мас-
сы и энергии. В классической термодинамике превращения массы в
энергию не рассматривают и пользуются законом сохранения энергии.
Согласно закону сохранения и превращения энергии последняя не
может возникать из ничего или исчезать бесследно, а только превра-
щается из одной ее формы в другую. Таким образом, количественные
изменения энергии в изолированном объеме пространства невозможны
а возможны только качественные ее изменения. Работа есть результат
и мера качественного изменения энергии и численно равна количест-
ву энергии одной формы, превратившемуся в равное ему количество
энергии другой формы.
R„o „!5еХ°Д ЭНергии из одной формы в другую называется процессом.
Все наблюдаемые процессы связаны с превращениями энергии и со-
.ХТЛ» работ. В термодинамике процесс весьма
часто определяют как переход системы из одного состояния равнове-
сия к другому. Такое определение более узко, чем приаёденное выше.
22
но нисколько ему не противоречит, так как для такого пепечопа нрпй
ходимы превращения энергии и совершение работы.
Из сказанного выше следует, что энергия однозначно связана с
системы- Поэтому ее формально определяют как функцию
состояния, тогда как работа связана с превращением энергии или с
процессом, поэтому ее формально называют функцией процесса. Пан-
мером различия энергии и работы могут служить теплота или тепло
вая энергия и нагревание или передача тепла. Теплота есть форма
энергии, представляющая кинетическую энергию движения молекул-
нагревание представляет собой превращение энергии или работу.
Обратимые и необратимые процессы. В термодинамике различают
два вида процессов: обратимые (квазистатические) и необратимые (не-
статические). Всякий процесс характеризуется изменением параметров
системы. Если изменения параметров происходят очень медленно, то
нарушения равновесного состояния в каждый данный момент малы и
можно приближенно считать систему все время находящейся в равно-
весном состоянии. Такие переходы (процессы) называются обратимыми
или квазистатическими. Условие квазистатичности выражается нера-
венством
*«—, (г = 1,2,3........п).
(3,3)
где — скорость изменения параметра; Axf — его изменение в дан-
ном процессе; т — время релаксации. Это условие означает, что время
релаксации системы так мало по сравнению со временем изменения
параметра х,- на Дх{, что за время изменения параметра термодинами-
ческое равновесие в системе существенно не изменяется.
Обратимостью квазистатического процесса называют возможность
совершения этого процесса в обратном направлении через ту же после-
довательность состояний, причем система возвращается из конечного
состояния в начальное без каких-либо изменений в окружающей среде.
Процессы, сопровождаемые существенными изменениями равновес-
ного состояния, называются нестатическими. Последние характеризу-
ются их необратимостью, выражающейся в том, что изолированную
систему, в которой произошел необратимый процесс, нельзя вернуть в
начальное состояние. Неизолированную систему можно вернуть в ис-
ходное состояние, но для этого необходимо превратить во внешней
среде некоторое количество энергии из одной формы в другую, взаимо-
действуя с системой, или, иначе говоря, произвести над системой неко-
торую работу, во время которой во внешней среде произойдут измене-
ния’. Необратимость нестатического процесса связана с необратимо-
стью релаксации системы, время которой в данном случае больше,чем
время изменения параметров системы
1,2,3......л). (3,4)
Первое начало термодинамики. Первым началом термодинамики
называют форму применения закона сохранения и превращения энер-
гии к процессам теплового движения в телах или теплообмена.
При отсутствии адиабатической изоляции изменение внутренне»
энергии (ДИ) происходит не только за счет механической или макрсь
скопической внешней работы (.4). ио и за счет сообщаемого системе
тепла (Q) извне
(3,
Q = MJ + A.
При Q>0 система поглощает, а при Q<0— отдает тепло. В случае
бесконечно малых изменении состояния выражение (3.5) принимает
вид
dQ = dU-i-yiXldxl. (3,6)
Отсюда следует эквивалентность нагревания и работы, так как одно и
то же изменение внутренней энергии может быть достигнуто как совер-
шением внешней механической работы, так и сообщением системе теп-
ла. Из первого начала вытекает также, что равновесная система не мо-
жет совершать внешнюю работу без сообщения ей извне и превраще-
ния эквивалентного количества тепла. Это положение формулируется
так: невозможно создать вечный двигатель первого рода.
Второе начало термодинамики. Абсолютная температура. Энтропия.
В формулировке В. Томсона (Кельвина) второе начало утверждает,
что посредством периодически действующей машины невозможно по-
лучить за счет теплообмена макроскопическую работу, пользуясь толь-
ко одним термостатом. Это утверждение называют принципом невоз-
можности вечного двигателя второго рода. В дальнейшем второе нача-
ло получило отдельные формулировки для обратимых и необратимых
процессов.
При рассмотрении обратимого адиабатического процесса (dQ = 0)
выражение (3,6) принимает вид
<Й/ + £ХЛ = О. (3,7)
с
Выражение такого вида, говоря вообще, не накладывает никаких свя-
зей на параметры (Г, хь х2, ..., хп) системы. Но если выражение имеет
интегрирующий множитель К (Т, Xj, х2, ..., хп), превращающий его в
полный дифференциал (dS), т. е. имеет место соотношение XdQ = dS,
где S=f (Т, Xi, х2, ..., хя), то из выражения (3,7) вытекает, что
S (Т, х1э Хд,... ,.хп)'= const, (3,8)
что означает наличие связи между параметрами при адиабатическом
процессе. Значит, переход из одного состояния в другое при адиабати-
ческом процессе возможен лишь путем, при котором соблюдается ус-
ловие (3,8). В отношении обратимых процессов второй принцип тер-
модинамики утверждает, что это и имеет место.
Можно доказать, что в данном случае интегрирующий множитель
Л является универсальной функцией одной только температуры и сам
может служить мерой температуры; при этом если за единицу темпера-
туры принять 1°С, то А=1/7’, где Т — температура по шкале Кельвина,
или абсолютная температура. Таким образом, для обратимых процес-
сов имеем
dS = ^-, (3,9)
где однозначная функция состояния S называется энтропией системы.
Для необратимых процессов второй принцип утверждает, что если
в результате такого процесса адиабатически изолированная система пе-
решла из состояния А с энтропией SA в состояние В с энтропией SB, то
SB>SA, (3,10)
т. е. при необратимых процессах в изолированных системах энтропия
возрастает. Таким образом, неравенство (3,10) выражает необрати-
мость и направленность процесса.
24
В случае неизолированных систем соотношение (3,10") заменяется
неравенством Клаузиуса
Основные термодинамические процессы и термодинамические функ-
ции (потенциалы). В термодинамике рассматриваются следующие ос-
новные виды процессов: 1) изотермический процесс, протекающий при
постоянной температуре; 2) адиабатический процесс в адиабатически
изолированной системе. Если адиабатический процесс является и обра-
тимым, то энтропия системы во время такого процесса не изменяется
и процесс является изоэнтропическим; 3) изобарный процесс, проис-
ходящий при постоянном давлении; 4) изохорный процесс, протекаю-
щий при постоянном объеме; 5) политропические процессы, протекаю-
щие при постоянной теплоемкости.
При термодинамическом анализе в применении к физико-химичес-
ким и физическим задачам часто пользуются методом термодинамиче-
ских функций. Выше уже говорилось о двух термодинамических функ-
циях: внутренней энергии (U) и энтропии (S). Кроме них основными
термодинамическими функциями являются:
а) свободная энергия (F), определяемая равенством
F = U — TS, (3,12)
б) термодинамический потенциал (Z)
z = u—ts+pV, (з,1з)
в) энтальпия, или теплосодержание, (Н)
H = U + pV, (3,14)
г) термодинамический потенциал (Й)
а =—рУ. (3.15)
Через термодинамические функции легко выражается работа (<М)
при различного рода процессах в системе.
Так, при адиабатическом процессе
dA= — dU, (3.16)
(3,17)
(3.18)
при изотермическом процессе
dA = — dF,
а при изобарно-изотермическом процессе
dA = -dZ.
Уравнение (3,16) справедливо как для о6Ру"»“-. т“е“
™“о ПЛ"'тнТм°™ процессов"‘Тел^ае’необратимых процессов
они заменяются неравенствами.
dA<-dF-, dA<dZ. (3>19)
Отсюда следует, что изменение потенциала (df,dZ) при
процессе (3,17; 3.18) представляет полностью работу внутри с
25
а при необратимых процессах (3,19) часть изменения потенциала пред-
ставляет собой работу или изменения во внешней среде.
Формулировка общих условий термодинамического равновесия.
Термодинамические функции позволяют сформулировать условия тер-
модинамического равновесия системы. Действительно, как видно из
выражений (3,16; 3,19), эти функции являются потенциалами, а их
изменения (полные дифференциалы) — работой. Равновесное состояние
характеризуется тем, что все возможные изменения потенциала про-
изошли в все соответствующие работы совершились, поэтому в усло-
виях равновесия системы соответствующая термодинамическая функ-
ция должна обладать минимальным или максимальным значением (экс-
тремумом). Так, в адиабатической изолированной системе с постоянны-
ми внутренней энергией (U) и объемом (V) при необратимых процес-
сах энтропия (S) растет. Поэтому условием равновесия в такой системе
является максимум энтропии, что выражается неравенством:
(A5)u=const < 0. (3,20)
Наоборот, если в системе происходят обратимые процессы, то энтропия
постоянна, а в равновесном состоянии минимальное значение имеет
внутренняя энергия (£/), что можно сформулировать в виде неравен-
ства
При постоянных р и Т условием равновесия будет минимум термодина-
мического потенциала (Z), откуда
<д2)^опм > 0, (3,22)
а при постоянных V и Т — минимум свободной энергии (F), откуда
(AFJv-zconst > о. (3,23)
Т =const
Основные представления термодинамики необратимых процессов.
Изложенные выше основные уравнения и закономерности классической
термодинамики относятся главным образом к обратимым процессам и
равновесным системам.
Вводя представления об относительном локальном равновесии в
малых частях большой сложной неравновесной системы, можно этим
частям приписать определенные температуры и другие термодинами-
ческие величины и применять к ним закономерности обратимых про-
цессов.
Таким образом, термодинамика нестатических процессов обобща-
ет основные соотношения классической термодинамики (3,5) и (3,9).
При этом предполагается: во-первых, что эти равенства остаются спра-
ведливыми в дифференциальном смысле относительно небольших ло-
кально равновесных объемов тела, а величины dQ, U, S имеют удель-
ные значения; во-вторых, что энтропия зависит только от тех парамет-
ров, функцией которых она является при равновесии, т. е. не зависит
явно от пространственных координат и времени. Наконец, считают, что
суммарные изменения энергии и энтропии внутри данной сложной си-
стемы складываются аддитивно из соответствующих изменений в от-'
дельных объемах.
Исходя из этих положений, основные уравнения термодинамики не
обратимых процессов могут быть написаны в виде
•26
dQ dU dA
dl dt ' dt ' (3,24)
dS el dO'
0,25)
(причем
U = $udx, (3,26)
S = J sdr, (3,27)
где и и s — объемные плотности энергии и энтропии; dx— коли-
чество тепла, сообщаемое элементу объема di в единицу времени.
111-4. ИЗЛУЧЕНИЕ, ПОГЛОЩЕНИЕ И ОТРАЖЕНИЕ ЛУЧИСТОЙ ЭНЕРГИИ
Так как теплообмен Земли с внешним пространством происходит
главным образом в виде поглощения и излучения лучистой энергии,
необходимо рассмотреть закономерности этих процессов.
Тело, на которое падает поток лучистой энергии, может взаимодей-
ствовать с последним тремя способами: оно может отражать, погло-
щать и пропускать сквозь себя лучистую энергию без поглощения. В об-
щем случае, когда имеются все эти виды взаимодействия, каждая еди-
ница приходящей лучистой энергии распадается на отраженную ее
часть (г), поглощенную часть (а) и пропущенную сквозь тело часть
энергии (6), что выражается соотношением
г + а + Ь=\. (3,28)
Тело, отражающее лучи всех длин волн (а=6=0, г=1), назы-
вается абсолютно белым телом.
Если тело поглощает лучи всех длин без отражения и пропускания
(г=6=0; а=1), оно называется абсолютно черным телом. Наконец, ес-
ли тело пропускает все лучи без отражения и поглощения (г=а=0;
Ъ=\), его можно назвать абсолютно прозрачным.
Реальные тела и поверхности частично отражают и поглощают па-
дающую на них лучистую энергию. Способность тела отражать и по-
глощать лучистую энергию характеризуется величиной отношения от-
раженной части энергии к полному количеству энергии, падающей на
поверхность тела. Эта величина выражается в частях или процентах
•и носит название альбедо.
Альбедо (а) некоторых земных тел приведено в табл. 2.
Поглощая энергию, тела нагреваются и сами начинают излучать
лучистую энергию в окружающее пространство. Относительно испуска-
ния и поглощения телами лучистой энергии установлены следующие
•основные законы Кирхгофа, Стефана и Вина.
Закон Кирхгофа утверждает, что отношение теплового испускания
(е(\ Т)) как функции абсолютной температуры (Т) и длины волны
(А) к тепловому поглощению (а(Х, Г)) есть одинаковая для всех тел
функция длины волны (;.) и абсолютной температуры тела (Г), рав-
пая тепловому испусканию абсолютно черного тела
= -ibZL = Е (А, Т). (3.29)
а(к,Т) 1 —а
Отсюда следует физический смысл закона Кирхгофа; все
ные тела, не имеющие собственных источников энергии и находящиеся
27
Таблица 2
Значения альбедо (а) для различных поверхностей
Характер поверхности Характер поверхности а, %
Известняк 56 Глина синяя, сухая 23
Трахитовая лава 10 > мокрая 16
Базальтовая лава 6 Трава зеленая 5—14
Г ранит 12—18 > выгоревшая 16—27
Поверхность глинистой пус- 29—31 Кроны деревьев 14—18
ты ни Желтые листья осенью 33—38
Поверхность лессовой пусты- ни 28—38 Вода (в зависимости от вы- соты солнца и гладкости 2—78
Снег свежий 85 поверхности)
> талый 30-65 Суммарное, среднее альбедо 37
» старый 70 Земли (Б. П. Алисов) 40(М. И Бу- дыко)
в потоке лучистой энергии, в равновесном состоянии излучают столько
энергии, сколько они поглощают.
Закон Стефана гласит: интегральное излучение абсолютно черного
тела пропорционально четвертой степени его абсолютной температуры
Е (Г) = J Е ()., Т) = СТ1, (3,30)
о
где С=2,08-10-7 кДж/(м2-ч).
Вин вывел закон: длина волны (А.), соответствующая наибольшему
лучеиспусканию (£) абсолютно черного тела, обратно пропорциональ-
на его абсолютной температуре
АТ = А = const, (3,31)
где .4 = 0,288, если А, выражена в сантиметрах.
Согласно этому закону при увеличении абсолютной температуры
излучающего тела от значения до значения Т2 длина волны, соот-
ветствующая наибольшему испусканию, уменьшается (Ая<А,1), а сам
максимум на кривой распределения излучения по спектру смещается в
сторону более коротких волн (рис. 5).
Из законов излучения в связи с основными принципами термоди-
намики вытекают следующие выводы:
1. Излучение тела (Ет), не имеющего собственных источников энер-
гии, стремится сравняться с его поглощением (Лт). Температуру тела
в этом случае, зная Ет, Ат или Л, можно вычислить по формулам
(3,30) и (3,31).
2. Если в теле имеется постоянный источник тепла, то температу-
ра излучающего слоя в равновесном состоянии при данном поглощении
(Л) будет выше, чем при отсутствии внутреннего источника (5), а ис-
пускание (Е) будет превышать поглощение лучистой энергии на’ вели-
чину внутреннего источника (Е=А+В; Е>А; рис. 6, а). Наоборот, в
случае наличия в излучающем слое эндотермических процессов (В2)
идущих с поглощением тепла (рис. 6, б), излучение при стационарном
состоянии должно быть меньше поглощения лучистой энергии (А —
=Е+В- Е<А). 1
Рассматривая с точки зрения изложенных выше представлений по-
глощение и испускание лучистой энергии Землей, нужно иметь в виду
следующие обстоятельства. ?
28
I. На Землю падает поток коротковолновой радиация Солнца
(X около 0,5 мкм) мощностью 5028 кДж/(м2.ч) (солнечная постояв-
ная), а Земля испускает длинноволновое инфракрасное излучение с
максимумом энергии в области лт=8—10 мкм.
Как известно, энергия кванта света (фотона) w=hv, где h=
=6,624-10~27 эрг/с — постоянная Планка, a v= — — частота соответ-
ствующих электромагнитных колебаний, равная скорости света (с), де-
ленной на длину волны (X).
Отсюда следует, что поглощаемые Землей коротковолновые фото-
ны или кванты представляют собой относительно крупные, а испускае-
мые кванты — относительно мелкие
порции энергии.
Таким образом, происходит ка-
чественное необратимое превраще-
ние мощных коротковолновых фото-
нов в слабые низкочастотные с из-
менениями в окружающем Землю
пространстве и совершением соот-
ветствующих работ, представляю-
щих собой все процессы, идущие за
счет поглощаемой лучистой энергии
Солнца.
Рис. 6. Схема теплового баланса з
объеме D при наличии: а) экзотерми-
ческого (Bi) и б) эндотермического
(В2) внутреннего источника; Д—по-
глощаемая коротковолновая радиа-
ция солнца; Е— длинноволновое из-
Рис. 5. Смещение максимума из-
лучения (Е) при изменении тем-
пературы излучающего тепла (Г).
Если Tj>Ti, то %2<М
лучение Земли
2. Поглощение лучистой энергии поверхностью Земли происходит
очень неравномерно и изменяется в зависимости от многочисленных
условий. Главнейшие из этих условий включают:
а) шаровидную форму Земли, обусловливающую широтную зо-
нальность поглощения и, следовательно, испускания;
б) вращение Земли вокруг оси и смену дня и ночи, вследствие
чего поглощение происходит импульсами в течение дня, а испускание
идет непрерывно;
в) наклон земной оси и вращение Земли вокруг Солнца, служащие
причиной сезонных изменений поглощения и испускания лучистой эаер-
г) вековые и тысячелетние прецессионные движения земной оси.
изменяющие среднее альбедо Земли в связи с изменением среднего ши-
ротного положения различных земных поверхностей отноопелы
Солнца;
29
д) облачность и влажность воздуха, изменяющие регионально и
локально альбедо и способность поглощения, вследствие так называе-
мого «оранжерейного эффекта». Последний состоит в том, что водяные
пары в воздухе относительно хорошо пропускают к земной поверхно-
сти коротковолновую радиацию Солнца, но поглощают и задерживают
длинноволновое излучение Земли. Вследствие этого в нижнем влажном
слое воздуха происходит как бы нагнетание или увеличение плотно-
сти длинноволновой лучистой энергии, повышающее температуру под-
стилающей поверхности и нижнего слоя тропосферы. Разница так на-
зываемых «континентальных» и «морских» климатических условий
обусловлена, по-видимому, главным образом оранжерейным эффектом
и фазовыми переходами влаги. Оранжерейный эффект повышает сред-
нюю температуру воздуха, а фазовые переходы снижают амплитуды
сезонных колебаний температуры;
е) крупные изменения характера земной поверхности в пространст-
ве, вызывающие различия в поглощении лучистой энергии вследствие
изменения альбедо (океаны, моря, континенты), а также локальные
изменения качества поглощающей поверхности (пустыни, леса, степи,
различия в геологическом строении, растительном и снежном покро-
вах, влажности почвы и т. д.);
ж) рельеф поверхности в связи с высотой над уровнем моря и
вследствие изменений угла падения лучей и положения склонов отно-.
сительно стран света или экспозиции склонов;
з) изменения характера поверхности (альбедо) во времени (се-
зонные и многолетние изменения в развитии снежного, растительного
и ледового покровов).
3. Испускание лучистой энергии земными поверхностями в силу
своей непрерывности происходит гораздо равномернее, чем поглощение,
но, завися от прихода лучистой энергии, оно также зависит от всех
указанных в предыдущем пункте условий. Следует заметить, что излу-
чательная способность большинства земных поверхностей составляет
от 0,90 до 0,99 излучательной способности абсолютно черного тела при
той же температуре, тогда как поглощение радиации реальными зем-
ными поверхностями сильно отличается от поглощения абсолютно чер-
ного тела (см. табл. 2). Вследствие этого реальные тела с различными
альбедо, находящиеся под действием одинакового потока излучения,
поглощают разные количества энергии, в них устанавливаются разные
температуры и, как следствие, они излучают с различной интенсив-
ностью.
4. На характер теплового режима Земли оказывают большое влия-
ние фазовые переходы воды. При увеличении поглощения лучистой
энергии развиваются процессы таяния и испарения, препятствующие
резкому повышению температуры. Наоборот, при преобладании лучеис-
пускания идут процессы конденсации и замерзания воды и выделение
скрытых теплот, вследствие чего температура земных поверхностей и
излучение понижаются постепенно. Эти процессы значительно умень-
шают изменения температур земных поверхностей и их излучения.
В том же направлении действуют и другие изотермические процессы."
Однако вследствие многочисленности факторов, влияющих на по-
глощение и испускание лучистой энергии и их изменения от точки к
точке на земной поверхности во времени, температурное поле в поверх-
ностном слое литосферы имеет очень сложную структуру. Это в част-
ности, выражается прерывистым и сложным залеганием мерзлых
толш, а также изменением среднегодовых температур и амплитуд в
горных породах.
30
Такая сложность температурного поля Земля, а также Лоомипп».
пие температурь, ее поверхности и температуры верхних * ое“ а?мо
сферы по разным законам осложняют представление о температуре
Земли в целом, включая атмосферу. Говоря о температуре Земли в^е-
лом, следует иметь в виду усредненную температуру поверхностного
слоя литосферы и гидросферы.
111-5. ЭНЕРГЕТИЧЕСКИЙ (ТЕПЛОВОЙ)'БАЛАНС ЗЕМЛИ
Приведенные выше положения и данные позволяют составить оо-
щую схему теплообмена Земли, включая ее атмосферу, с внешним про-
странством.
Так как подавляющая часть этого теплообмена представлена об-
меном лучистой энергии, ее можно с большим приближением изобра-
зить схемой, показанной на рис. 7, а недо-
стающие составляющие учесть в уравнении
общего теплового баланса в виде дополни-
тельных членов. На рис. 7 по оси ординат
откладываются энергии радиации, прихо-
дящиеся на определенную длину волны
£(Х, Г), а по оси абсцисс — длины волн X.
Кривая 1 с максимумом в области
Х^0,5 мкм представляет спектральное рас-
пределение лучистой энергии Солнца, пере-
хватываемое Землей. Зная точный ход кри-
вой 1 по всему спектру, по площади, за-
Рнс. 7. Схема лучистого
теплообмена Земли с миро-
вым пространством
ключенной между кривой 1 и осью абсцисс, можно вычислить полное
количество поглощаемой Землей лучистой энергии Солнца.
Кривая 2 изображает соответственно распределение по спектру
длинноволнового излучения Земли с максимумом в области Х=8—
10 мкм. Как видно из рис. 7, площадь между кривыми 1 и 2 и осью
абсцисс распадается на три области: I, II и III. Площадь области I
представляет собой долю коротковолновой солнечной радиации, необ-
ратимо превращающуюся в длинноволновое излучение Земли. Площадь
области II выражает энергию земного излучения, идущего, с одной
стороны, за счет превращенной солнечной радиации (площадь I), а с
другой — за счет других внешних и внутренних источников энергии.
Поэтому площадь II должна быть больше площади I на величину^этих
источников энергии. Площадь II по существу представляет собой не-
обратимые превращения энергии в объеме Земли, включая атмосферу,
т. е. все процессы развития и соответствующие работы.
Наконец, площадь области III равна доле поглощаемой солнечной
радиации, испускаемой Землей без качественного превращения энергии.
Другими словами, в результате поглощения и испускания этой доли
энергии Землей во внешнем пространстве изменений не происходит, т.е.
превращения этой части энергии представляют собой обратимые про-
цессы на Земле, не участвующие в развитии последней.
Обозначая через Лс поглощенную солнечную радиацию. Дщ» — пре-
вращения энергии прочих источников, №н — работу при необратимых
процессах, №об — работу при обратимых процессах, Е3 - излучение
Земли и bU3 — изменение внутренней энергии Земли, можно на осно-
вании первого начала написать следующее уравнение теплового оалан-
са для объема Земли, включающего ее атмосферу.
Лс + ДПр = ^н + ^ = £» + ЛС/*-
(3,32)
31
Уравнение (3,32) является самым общим выражением энергетического
(теплового) баланса Земли.
В климатологии применяется другая, более детализированная схе-
ма теплового баланса земного шара. Эта схема (Алисов, Дроздов, Ру-
бинштейн, 1954) представлена на рис. 8. Расчет теплового баланса по
этой схеме производится отдельно для мирового пространства, атмо-
сферы и подстилающей поверхности Земли, а также для коротковолно-
Рис. 8. Схема теплового баланса земного шара по Б. П. Алисову, О. А. Дроздову и
Е. С. Рубинштейну
вой радиации Солнца, длинноволновой радиации Земли и атмосферы
и тепла, переносимого от земной поверхности в атмосферу турбулент-
ным теплообменом и механизмом испарения — конденсации (стол-
бец 3). При этом для каждой горизонтальной области приход считается
положительным, а расход — отрицательным. Общий приход коротко-
волновой радиации Солнца к границе атмосферы считается равным
1220 кДж/(м2-ч) и одна сотая этого количества принята за условную
единицу и в этих единицах выражены балансы на схеме.
Приходящие 100 единиц коротковолновой радиации Солнца распре-
деляются следующим образом: 27 единиц отражаются от облаков и
уходят в мировое пространство; в результате рассеяния радиации в ат-
мосфере уходят еще 7 единиц; 12 единиц поглощаются облаками а 6
единиц — самой атмосферой. Земной поверхности достигает 48 единиц-
30—в виде прямой (Q) и 18 — в виде рассеяной радиации (о) Из
этого количества 43 единицы (<2=27 и ?=16) поглощаются поверхно
32
стью Земли, а 5 единиц (Q = 3 и q = 2) отражаются от земной повеох-
ности, из них 2 единицы рассеиваются и поглощаются в атмосфер? и
облаках, а 3 единицы уходят в мировое пространство. Все эти величи-
ны показаны в левой части схемы. величи-
отРаженной части радиации ко всей приходящей радиа-
ции (37/100) представляет собой альбедо (а) Земли как планеты.
Далее, относительно длинноволновой радиации атмосферы и по-
верхности Земли авторы схемы (рис. 8) говорят следующее:
«Радиация, поглощенная атмосферой, идет на ее нагревание. Как
всякое нагретое тело, атмосфера излучает, имея максимум излучения
в области спектра, соответствующей ее температуре. Это "излучение ле-
жит в области длинных волн с максимумом около 8—10 мкм. В годо-
вой сумме оно составляет 151 единицу (см. рис. 8). Излучает главным
образом содержащийся в атмосфере водяной пар. В атмосфере проис-
ходит многократное излучение и поглощение лучистой энергии различ-
ными слоями, плотность же и содержание водяного пара наибольшие
у земной поверхности, где к тому же и температура значительно выше,
чем в тропосфере и нижней атмосфере.
Вследствие этого доходящее до Земли излучение нижних слоев ат-
мосферы (96 единиц) больше количества тепла, излучаемого более вы-
сокими слоями атмосферы, часть из которого попадает в мировое про-
странство (55 единиц). Всего таким образом атмосфера теряет 151 еди-
ницу. Нагретая поверхность Земли, в свою очередь, в соответствии со
своей температурой излучает в этой области спектра в общей сложно-
сти 116 единиц. Разность 116—96 = 20 единиц образует эффективное
излучение земной поверхности (Е). Из излучаемых 116 единиц пере-
хватывается и поглощается в атмосфере 108 единиц и уходит в миро-
вое пространство 8 единиц» (Алисов и др., 1954, с. 52).
Нагревание атмосферы происходит не только путем поглощения лу-
чистой энергии, но также и при конденсации паров воды, испарившейся
с подстилающей поверхности. При этом подстилающая поверхность
теряет, а атмосфера получает 19 единиц (LM, где L — теплота испаре-
ния, а М — испарение за год). Четыре единицы передаются от подсти-
лающей поверхности в атмосферу за счет турбулентного перемешива-
ния (Алисов и др., 1954).
Приходы и расходы энергии баланса для системы Земля с атмос-
ферой — мировое пространство, атмосферы и подстилающей поверхно-
сти показаны в правой части схемы рис. 8.
Согласно этой схеме, используя приведенные выше обозначения н
называя разность между поглощаемой коротковолновой радиацией и
длинноволновым эффективным излучением Земли - радиационным
балансом подстилающей поверхности (R), можно составить следующее
уравнение:
R = (l — a,)(Q + Q)— E=.p + LM, (3,33)
гпе а. — альбедо подстилающей поверхности для солнечной радва-
НИИ' Оно — соответственно прямая и рассеянная солнечная радиация.
Е — эффективное длинноволновое излучение "0Л.ст"’1ающеД^|'0“е^“
сти р - турбулентный теплообмен подстилающей поверхности с атмо-
сферой п LM (произведение скрытой теплоты испарения L на
ство испаряемой влаги за год М) - количество тепла,
механизмом испарення - конденсации от подстилающей поверхности
° “ТГ1рС,*рассмОтрении схемы теплового баланса земного шара (рне.8)
возникает ряд принципиальных замечаний н вопросов.
33
3 Зак. 98
1. По данной схеме Земля поглощает из мирового пространства
63 единицы коротковолновой радиации и испускает такое же количе-
ство длинноволнового излучения. Таким образом, в этой схеме не учи-
тываются внутренние источники энергии из-за их малости по сравне-
нию с приходом и расходом лучистой энергии. Такое пренебрежение
внутренними источниками допустимо в современной климатологии, но<
их нельзя не учитывать в геологических науках, в мерзлотоведении и
палеоклиматологии. Развитие мерзлых толщ определяется как поверх-
ностными, так и нижними граничными условиями, зависящими от внут-
ренних источников тепла. Кроме того, радиоактивный распад в отда-
ленные времена был значительно сильнее и мог влиять на климат.
Земля должна испускать во внешнее пространство энергии больше, чем
получает, на величину внутренних источников и меньше на количест-
во поглощаемой энергии, увеличивающее ее внутреннюю энергию (эн-
дотермические процессы) и очень важно знать эту разность.
2. Во втором столбце схемы (длинноволновая радиация) указы-
вается, что атмосфера, как нагретое тело, излучает 151 единицу, а
земная поверхность — 116 единиц, тогда, как всего поглощается Зем-
лей 63 единицы. При этом авторы схемы не поясняют, как это можно
согласовать с законом сохранения энергии. С нашей точки зрения
(Б. Н. Достовалов), получаемый актинометрически вывод о столь боль-
ших излучениях атмосферы и поверхности Земли объясняется следую-
щим образом. Вследствие того, что атмосфера меньше поглощает при-
ходящую коротковолновую радиацию, чем уходящую длинноволновую,
происходит увеличение плотности или количества в единице объема>
длинноволновой лучистой энергии в нижнем слое тропосферы. Эта
длинноволновая энергия обратимо испускается и поглощается по всем
направлениям водными парами и земной поверхностью (оранжерей-
ный эффект). По плотности излучения из закона Стефана (формула
3,30) определяют средние температуры земной поверхности и атмос->
феры и соответственно будто бы испускаемые ими во внешнее простт
ранство количества лучистой энергии за год.
На самом деле истинное длинноволновое излучение определяется
количеством приходящей коротковолновой радиации, а плотность лучис-
той энергии в нижнем слое тропосферы — неодинаковой прозрачно-
стью последней для лучей различных длин волн.
Истинными излучениями земной поверхности и атмосферы явля-
ются их соответствующие эффективные излучения (£3=20 ед. и Еат =
=43 ед.), а величины 116 ед. и 151 ед. включают не только эффектив-
ное излучение, но и плотность лучистой энергии, или оранжерейный
эффект, который не должен учитываться в балансе.
3. Балансы для воздушной оболочки и Земли в правой части схе-
мы включают помимо истинного прихода коротковолновой радиации
также и превращенную энергию, т. е. одну и ту же энергию два раза,
поэтому приходы и расходы получаются больше истинных.
Таким образом, здесь налицо отход от первого начала термодина-
мики в сторону бухгалтерского баланса, в котором в приход записы-
ваются и действительное поступление средств, и их оборот В тепло-
вой баланс, составляемый на основе начал термодинамики должны
входить только истинные приходы и расходы энергии ’
4- Схема рис. 8 и уравнение (3,33) статичны и не содержат Илей-
развития, т. е. в них не учитываются процессы и соответствующие пя
боты, приводящие к появлению новых качеств, или, иначе говоря к
витию Земли. В отличие от этого схема рис. 7 и уравнение И 391
заны с развитием, так как учитывают работу необратимых процессов
34
и измене»ие внутренней энергии Земли (ДУ). Однако уравнение
(□.□о) выражает весьма важную для климатологии связь между радиа-
цией, поглощенной и испускаемой подстилающей поверхностью, и ис-
парением с последней.
Ш-6. ИЗМЕНЕНИЕ ПРИХОДА И РАСХОДА ЭНЕРГИИ
В ТЕПЛОВОМ БАЛАНСЕ ЗЕМЛИ И ИХ ВЛИЯНИЕ НА КЛИМАТ
Выше указывалось, что Земля является преобразователем энергии
или своего рода тепловой машиной, в которой коротковолновая энер-
гия Солнца и энергия других внутренних и внешних источников пре-
вращается в длинноволновое излучение с совершением соответствую-
щих работ (процессов).
Количество энергии, превращающейся в объеме Земли, а отсюда
и интенсивность процессов на Земле не остаются постоянными, но за-
висят от приходной части теплового баланса, которая, в свою очередь,
изменяется под влиянием многочисленных факторов. Основными причи-
нами изменения прихода энергии являются, с одной стороны, колеба-
ния в деятельности Солнца и солнечной- постоянной, а с другой —
изменения альбедо Земли.
Изменения солнечной--1 постоянной недостаточно изучены, но, по-ви-
димому, ее величина периодически сложно колеблется в пределах 2—
1 % в зависимости от солнечной активности. При этом отмечаются пе-
риоды в 11, 35—40 и более лет.
Альбедо и поглощательная способность Земли также изменяются
как во времени, так и от точки к точке земной поверхности, что отра-
жается на их средних значениях и на количестве поглощаемой коротко-
волновой радиации. Причины изменения среднего альбедо Земли за-
ключаются в изменении характера (цвета) земной поверхности вслед-
ствие того или иного развития растительных, снежных и ледовых по-
кровов, в вариациях соотношения площадей суши и моря вследствие
горообразовательных процессов, в колебаниях земной оси в простран-
стве, в изменениях влажности, облачности и состава атмосферы. Нало-
жение влияний изменений солнечной активности, тектонических про-
цессов, характера поверхности (альбедо) Земли приводит к сложным
чередующимся изменениям теплового состояния и климатических ус-
ловий Земли как в течение геологических эпох, так и за сравнительно
короткие промежутки -времени. Так, следы оледенений находят, начиная
с архея, и по геологическим данным можно получить некоторые пред-
ставления о смене климатов относительно большей части геологиче-
ских эпох. , _
Существуют многочисленные гипотезы, пытающиеся объяснить эво-
люцию климатов. Общим недостатком этих гипотез является стремле-
ние авторов положить в основу своей гипотезы только какую-нибую»
одну из указанных выше причин изменения теплового состоянии эем-
ли, тогда как, по-видимому, они действуют одновременно, и
В качестве примера возможных влияний изменении поглощаемой
солнечной радиации на тепловое состояние Земли можно привести схе-
МУ Sia этом рисунке^показано влияние изменения солнечной
(кривая I) на ход средней температуры Земли (кривая 11) в ,в*.
с этим вариации общего количества осадков (кривая 1111 и ‘
виде нега кривая IV). В нижней части схемы изображено назва-
ние и отступание ледников в виде кривой V, показывающей еоответст
венные высоты конечных морен.
Если излучение Солнца увеличивается, то температура поверхно-
сти Земли возрастает, причем на экваторе больше, чем на полюсах,
соответственно усиливаются и атмосферная циркуляция, испарение,
облачность и осадки. Увеличение облачности и циркуляции атмосферы,
сглаживая температурные различия между летом и зимой, материка-
ми и океанами, делают климат более морским, тогда как при уменьше-
Динамика ледников
Гюнц -Л)индель Риосгквюрм
Рис. 9. Влияние двух циклов сол-
нечной радиации на охлаждение
Земли по Симпсону
Рис. 10. Схема распределения климатиче-
ских зон во времена (по П. П. Предтечен-
скому): а — триаса; б —верхней перми (и
ближайшего геологического будущего);
в — ледниковой эпохи; г—эоцена — олиго-
цена — миоцена; д — мела — палеоцена;
1 — холодные полярные зоны; 2 — теплые
полярные зоны; 3 — умеренные широты;
4 — притропический максимум давления;
5 — экваториальная зона
я. Но при дальнейшем повышении
вообще перестают выпадать
нии радиации последний
становится более континен-
тальным.
Общее количество испа-
рения и осадков (кривая III)
следует изменениям погло-
щаемой радиации и темпе-
ратуры, но количество осад-
ков в виде снега даже воз-
растает и ледники растут
вследствие более обильного
температуры осадки в виде
вая IV); ледники тают, и конечные морены отлагаются на более высо-
ких уровнях (кривая V).
Таким образом, в областях, где возможно накопление снега, макси-
мум радиации (кривая I) приводит к наступлению двух оледенений,
разделенных теплой влажной межледниковой эпохой (кривая IV), а
минимум — к холодной и сухой межледниковой эпохе. В области, где
накопление снега невозможно, чередуются соответственно дождливые и
сухие периоды.
Для подтверждения своей гипотезы Симпсон использовал геологи-
ческие данные, на основе которых он считает, что в течение четвертич-
ного периода было два полных колебания солнечной активности с пе-
риодом порядка 106 лет и изменениями интенсивности излучения до
40%. Однако предположение, что Солнце является переменной звездой
с таким периодом изменений активности, в настоящее время не под
дается проверке. г д
36
Гипотеза Симпсона в связи с воззрениями В. Ю Визе nniwHiii
дальнейшее развитие в работах П. П. Предтеченского, который npVX
/КИЛ схему изменений климата в течение геологических эпох в зависи-
мости от изменении солнечной активности, влияющих на общую иноку-
ляцию в атмосфере и гидросфере.
П. П. Предтеченский считает, что при усилении солнечной актив-
ности переносы тепла в атмосфере увеличиваются, а континентальность
циркуляционных и климатических зон уменьшается. Ослабление сол-
нечной активности, наоборот, приводит к увеличению континенталь-
ности.
При усилении солнечной активности в зональных циркуляциях про-
исходят следующие изменения:
1) границы экваториально-тропической зоны сдвигаются в более
высокие широты, а температура этой зоны несколько снижается;
2) границы полярных зон перемещаются в более низкие широты,
а средние и особенно зимние их температуры возрастают;
3) зоны умеренных широт убывают по площади: климат становит-
ся менее континентальным;
4) температурный градиент между экватором и полюсами умень-
шается, особенно зимой.
Схема распределения климатических зон в различные геологичес-
кие эпохи представлена на рис. 10.
Расположение климатических зон при минимуме солнечной актив-
ности изображено па рис. 10, а. В это время преобладает западно-вос-
точный перенос воздушных масс, климат резко континентальный, пус-
тыни сильно развиты; умеренные зоны занимают наибольшую пло-
щадь.
Положение климатических зон при максимуме солнечной активно-
сти показано на рис. 10,5. В эту эпоху преобладает меридиональная
циркуляция (зона умеренных широт исчезает, температурный градиент
экватор—полюс минимален). Притропические максимумы давления
сдвинуты к полюсам и не замыкают большую циркуляцию экваториаль-
ной зоны, поэтому пустыни почти исчезают. Климат морской и одно-
образный на больших территориях, как показывают ископаемые флоры.
Кроме указанных выше гипотез эволюция климатов объяснялась
также изменениями положения земной оси по отношению к плоскости
эклиптики (Миланкович, 1939), изменениями состава атмосферы, а так-
же геологическими причинами — горообразованием и движением конти-
нентов.
111-7. РЕГИОНАЛЬНЫЕ И ЛОКАЛЬНЫЕ ТЕПЛОВЫЕ БАЛАНСЫ
Переходя к рассмотрению региональных и локальных тепловых
балансов, следует иметь в виду, что их уравнения представляют собой
частные формулировки закона сохранения энергии. Эти уравнения
можно составлять для различных объемных участков и поверхностен
внешней географической оболочки Земли, при этом тепловой баланс
«поверхности» представляется как баланс тонкого
В конкретные рассматриваемые объемы частей литосферы. тиаре
сферы или атмосферы энергия может поступать различными
II путями. и все они принципиально должны учитываться в виде соот-
ветствующих членов уравнения теплового баланса В частности, перс,
нос тепла может осуществляться движущейсявод;и.
полной характеристики теплового режима ч0™
го участка суши необходимо наряду с его тепловым балансом рал. а
ривать также и соответствующий водный баланс. Однако вследствие
недостаточной точности измерений в конкретных случаях приходится
прибегать к схематизации теплового баланса, пренебрегая многими его
членами вследствие их относительной малости и неизученности.
Так, например, по этой причине в уравнении (3,34) не учитывается
поток тепла, идущий из внутренних частей Земли, расход энергии на
фотосинтез в растительном покрове, теплообмен с верхним слоем пород
и т. д.
Рассматривая мерзлотные процессы в породах, необходимо учиты-
вать происходящий в них теплообмен и включать в уравнение тепло-
вого баланса дополнительные члены.
Так, составляя уравнение теплового баланса для участка суши за
некоторый промежуток времени (полугодие) по схеме рис. 11 (Будыко,
1956), имеем
R-LM + p-M, (3,34)
где R — радиационный суммарный поток тепла через поверхность;
р — турбулентный поток тепла между поверхностью породы и атмосфе-
рой; LM — тепло испарения или конденсации воды и А — поток тепла
между подстилающей поверхностью и нижележащими слоями породы.
Рис. 12. Схема теплового баланса
верхнего слоя литосферы или гидро-
сферы
Величину теплообмена между деятельной поверхностью и залегаю-
щими ниже слоями (Л) можно определить детальнее через другие со-
ставляющие теплового баланса верхних слоев литосферы по схеме
рис. 12, составленной для вертикальной призмы породы, верхнее осно-
вание которой совпадает с земной поверхностью, где &U — изменение
внутренней энергии рассматриваемого объема породы и F — теплооб-
мен призмы породы с окружающим пространством по горизонтали От-
сюда .имеем
A-&U + F. (3,35)
Здесь член А включает также и тепловой поток, идущий чеоез
нижнее основание призмы из недр Земли J
В случае крупных по площади массивов горных пород малой мош-
ности теплообмен по горизонтали незначителен и чп₽»р d , щ
(3,35) может не учитываться. Но если радива™ /тXoST
ланс части гидросферы, возможен боковой перенос тепла течениями и
38
ЭмГан “ставляющу,° ^плового баланса приходится принимать во вив-
Наряду с уравнением теплового баланса в расчетах приходится
пользоваться и уравнением водного баланса. Уравнение водного бала»,
•са поверхности суши выражает равенство прихода и расхода влаги
поступающей к рассматриваемому горизонтальному участку поверхно-
сти или в некоторый объем породы за определенный промежуток вре-
Для поверхности суши это уравнение имеет вид
r = e + f+b, (3,36)
тде г — осадки; е — разность испарения и конденсации на земной по-
верхности; f — сток и b — изменение содержания влаги в породе.
Если содержание влаги в породе за год не меняется, то для этого
периода времени уравнение (3,36) примет вид
r = e + f, (3,37)
т. е. осадки равны сумме испарения и стока.
Для всего земного шара в состоянии динамического равновесия
горизонтальное перераспределение влаги равно нулю, и уравнение вод-
ного баланса принимает простую форму г=е (осадки равны испаре-
нию) .
Тепловое состояние горных пород в верхних горизонтах земной ко-
ры определяется структурой радиационно-теплового баланса поверхно-
сти и теплопотоком из ее недр. На формирование температурного ре-
жима горных пород расходуется та часть солнечной энергии (транс-
формированной в тепловую), которая определяется годовым теплообо-
ротом. Величина годового теплооборота может быть определена из
уравнения радиационно-теплового баланса земной поверхности, состав-
ленного для полупериода нагревания или полупериода остывания по-
верхности и подстилающих пород, т. е.
B = R — LE — р, (3,38)
где в — величина положительного или отрицательного годового тепло-
оборота, проходящего через поверхность почвы, кДж/м2; R радиа-
ционный баланс за полупериод нагревания или полупериод остывания
горных пород, кДж/м2; LE — затраты тепла на испарение с поверхно-
сти почвы в полупериод нагревания или полупериод остывания горных
пород, кДж/м2; р — затраты тепла на турбулентный теплообмен зем-
ной поверхности с атмосферой в полупериод нагревания или остывания
Р Общеизвестна зависимость теплооборотов в почве и горных поро-
дах от температурного режима земной поверхности теплопроводности,
теплоемкости горных пород и фазовых превращений воды в породах,
которая может быть выражена следующим образрм:
В=5(пАя>С + «ф)+/2‘5|/ V--
где г _ глубина сезонного оттаивания или промерзания почв “ горимх
пород м- Z„ — амплитуда годовых колебаний °
слое 1 °C; С - объемная теплоемкость грунта кДж?(>^
эффициент теплопроводности грунта, кДж/(м-г С) или U
о'_ теплота фазового перехода воды при оттаивании
промерзании грунта в слое 5, кДж/м’; tS - ~до ,а «ми.ра
тура горных пород на глубине сезонного оттаивания или р рз
“С; Т — период (год), ч.
39
Из приведенных уравнений (3,38) и (3,39), очевидно, можно полу-
чить значение средней годовой температуры почв и горных пород в за-
висимости от составляющих радиационно-теплового баланса земной по-
верхности и геологических факторов, определяющих теплофизические
свойства массива пород, т. е.
_ R — LE — p—% (пАсрС + Рф)1 (3,40)
В период остывания температура земной поверхности в области
вечной мерзлоты и сезонного промерзания почв и грунтов вследствие
резкого сокращения прихода солнечной энергии и увеличения альбедо
поверхности (после выпадения снега) определяется главным образом
эффективным излучением. После того как радиационный баланс ста-
новится отрицательным, а температура поверхности понижается до ну-
ля, процесс испарения влаги с поверхности практически прекращается,
существенно уменьшается и меняет свой знак турбулентный теплооб-
мен. В это время отдача тепла из горных пород в атмосферу идет пу-
тем теплового излучения. Поэтому отрицательный радиационный ба-
ланс, представляющий собой эффективное излучение поверхности в
зимний период, через отрицательные теплообороты может быть связав
со среднегодовой температурой пород следующим образом:
/. _ 7?—£(лЛсрС + <2ф) (341)
|/=
Уравнение (3,41) является частным случаем уравнения (3,40), пре-
делы его применимости определяются конкретными климатическими ус-
ловиями.
Рассматриваемые зависимости имеют большое значение для иссле-
дования термодинамики верхних горизонтов горных пород. На этой ос-
нове становится возможным определить закономерное изменение темпе-
ратурного режима грунтов, отличающихся составом и теплофизически-
ми свойствами, гидрогеологическими и тектоническими условиями, в
связи со структурой радиационно-теплового баланса земной поверхно-
сти.
111-8. ТЕМПЕРАТУРНОЕ ПОЛЕ ГОРНЫХ ПОРОД
И ЕГО ХАРАКТЕРИСТИКА. ТЕПЛООБМЕН И ТЕПЛООБОРОТЫ
Основными внутренними параметрами, определяющими термодина-
мическое состояние системы, являются, как известно, температура, дав-
ление и объем. В верхних слоях горных пород, подвергающихся наибо-
лее резким тепловым йоздействиям, температура служит наиболее ак-
тивным и изменяющимся параметром, характеризующим тепловое со-
стояние пород и его изменения.
Распределение температуры в горных породах называется их тем-
пературным полем.
Температурное поле в породах полностью определено если извест
ны значения температуры (f) во всех точках горной порода в каждый
заданный момент времени (т), т. е. если известна функция tlx и г т\
Точки с одинаковыми температурами лежат на поверхностях п-т
ных температур, уравнение которых, очевидно, имеет вид Р
Z (х, у, г) = const.
«I
поле называют нестационарным. Р^ни, температурное
Рис. 13. Кривые изменения темпера-
тур пород в зависимости от глубины
в различные моменты времени
-t,°c
Рис. 14. Кривые изменения температур
в зависимости от времени: 1 — на глу-
бине 0,4 м; 2 —на глубине 2 м; 3 —на
глубине 2,4 м; 4— воздуха
Рис. 15. Кривые изменения температуры пород по разрезу во времени (термо-
нзоплеты)
На практике о температурном поле в породах чаще всего судят
по измерениям температуры в скважинах, где температура (Г) изме-
ряется через определенные интервалы по глубине (г) и в известные
моменты времени (т). Такие измерения характеризуют температурное
поле как одномерное по данным одиночных скважин.
В результате, очевидно, можно строить три вида температурных
кривых' 1) температура в зависимости от глубины в различные момен-
S времени ( “=f МУЛе.ш) (рис 13); 2) изменение -мнературы в
зависимости от времени на данной глубине JP“ еменн
3) изменения глубины данной изотермы в зависимости от времени
41
<г=/(т)(_„„,) (ряс. 15). Последний вид кривых часто называют тер-
миизоплетами. -
Судить однозначно о распределении и изменении температур в объ-
еме горных пород по измерениям температуры в одной вертикальной
скважине можно только тогда, когда известно, что изотермические по-
верхности расположены горизонтально (перпендикулярны скважине),
или параллельны дневной поверхности. При этом задача о распределе-
нии температур становится одномерной.
Если же изотермические поверхности изогнуты и не перпендикуляр-
ны скважинам, то температурные кривые в соседних скважинах могут
заметно отличаться друг от друга
(|рис. 16). В этом случае направ-
ления тепловых потоков, перпенди-
кулярных изотермическим поверх-
ностям, будут составлять с на-
правлением скважины некоторые
углы. Через скважину будет рас-
пространяться некоторый боковой
поток тепла и температурные изме-
рения в ней не будут отражать
однозначно распределение темпера-
тур в окружающей среде, так как
положение изотермических поверх-
ностей в данном случае остается
неопределенным. Для определения
Рис. 16. Изменения формы температур-
ных кривых при наличии боковых пото-
ков тепла: справа — «деградационная»,
слева — «аградационная» кривые
положения изотермических поверх-
ностей нужно измерять температуру не менее чем в трех близких
друг к другу скважинах, не лежащих на одной прямой. Окончатель-
ный выбор необходимого количества скважин определяется конкрет-
ными геологическими и географическими условиями на каждом участке.
Интенсивность изменения температуры в направлении, перпенди-
кулярном изотермическим поверхностям (дЦдп, где п — нормаль к изо-
поверхности), называется градиентом температуры. Градиент темпера-
туры является вектором, показывающим, на сколько градусов изменяет-
ся температура при изменении глубины на единицу длины. Градиент
температуры, обусловленный потоком тепла, идущим из недр Земли к
поверхности, называется геотермическим градиентом. Величина, обрат-
ная геотермическому градиенту, называется геотермической ступенью.
Геотермическая ступень показывает, на каком расстоянии по вертика-
ли температура изменяется на 1°С.
Температурные поля в породах устанавливаются в результате теп-
лообмена последних с окружающей средой (атмосферой). Теплообмен
выражается уравнением теплового баланса, связывающим приход, пре-
вращение и расход энергии. Численно теплообмен выражается количе-
ством энергии, превращающейся из одной формы в другую в данном
объеме породы за рассматриваемый промежуток времени.
В климатических зонах Земли, где происходят сезонные изменения
прихода и расхода энергии, годовой период изменения температур в
породах подразделяется на две части: полупериод их нагревания и по
лупериод их охлаждения. Количество тепла, приходящего в породу ча
полупериод нагревания и уходящего из нее за полупериод охлаждения
называется теплооборотом в породе. С этими теплооборотами в соепни*
и северных широтах самым тесным образом связаны процессы ппомрп
зания и протаивания пород, которые описываются нелинейными vn™
нениями тепло- и массообмена. п урав-
Глава IV
ТЕПЛО- И МАССООБМЕН В ПРОМЕРЗАЮЩИХ
И ПРОТАИВАЮЩИХ ГОРНЫХ ПОРОДАХ
Процессы тепло- и массопереноса в горных породах при протека-
нии в них фазовых переходов первого рода относятся к числу наиболее
сложных вопросов тепло- и массообмена в капиллярно-пористых сре-
дах. Разнообразие физико-механических и теплофизических свойств
горных пород предопределяет сложность физической природы и меха-
низмов переноса тепла и вещества при протекании переходных про-
цессов.
Перенос тепловой энергии в горных породах осуществляется в ре-
зультате кондуктивного, конвективного и лучистого теплообмена, а
также при развитии химических реакций. При этом под кондуктивным
теплообменом понимается молекулярный перенос тепла в однородных
средах, а также на контактах сред. Конвективная теплопередача воз-
никает при переносе вещества, заполняющего поры и трещины горных
пород, путем свободной и вынужденной конвекции воды, газов и водя-
ного пара, миграции связанной влаги, а также растворенных веществ,
диффузии и эффузии водяного пара и газов. Наконец, лучистая тепло-
передача в дисперсных и трещиноватых горных породах обусловлена
разностью температур поверхностей пор и трещин. В рамках кондук-
тивной теплопередачи теплообмен формально происходит лишь в сплош-
ных скальных породах. Во всех остальных случаях в горных породах
имеет место совокупность разнообразных форм переноса тепла и веще-
ства, механизм которых выяснен недостаточно (Иванов, 1969).
Таким образом, протекание фазовых переходов в горных породах,
даже при абстрагировании от сопровождающих их явлений термоуп-
ругости, является сложным неравновесным необратимым термодинами-
ческим процессом, развивающимся в открытой гетерогенной многоком-
понентной системе.
В настоящее время общепризнанной математической моделью про-
цессов фазовых переходов первого рода в капиллярно-пористых средах
является задача типа Стефана. .^„илв гп.
Исследования, проведенные рядом исследователей (Лукьянов. Ю-
ловко, 1957) указывают на то, что в различных типах горных пород
процессы тепло- и массообмена при промерзании описываются различ-
ными постановками задачи Стефана. В частности, в грубодисперсньг
горных породах (слаботрещнноватых скальных и полз скальных поро-
дах галечниках и щебнистых грунтах с песчаным и супесчаным запол-
цителем) при отсутствии фильтрации процессы
ния), близкие к эвтектическим, описываются «классической» зада
43
Стефана для линейного параболического уравнения. В слабовлажных
(с влажностью ниже влажности раскатывания) тонкодисперсных грун-
тах, где важную роль играют фазовые переходы «незамерзшей» воды,
теплопередача по крайней мере в промерзающей зоне описывается ква-
зилинейным уравнением теплопроводности. Наконец, в дисперсных по-
родах с более высоким влагосодержанием наряду с кондуктивным теп-
лообменом существенное значение имеет миграция влаги к фронту про-
мерзания. При этом в рамках модели сплошной среды промерзание с
миграцией влаги описывается задачей типа Стефана для системы ква-
зилинейных параболических уравнений.
IV-1. УРАВНЕНИЕ ТЕПЛОПРОВОДНОСТИ
Процессы теплопроводности (диффузии, фильтрации) описываются
уравнениями с частными производными 2-го порядка параболического
типа (уравнение Фурье). Для простоты рассмотрим процесс распрост-
ранения температуры в стержне, теплоизолированном с боков и до-
статочно тонком, так что в любой момент времени температуру во всех
точках поперечного сечения можно считать одинаковой (одномерная
задача теплопроводности). Процесс распространения температуры опи-
сывается функцией t(z, т), представляющей температуру в сечении z в
момент т. Для нахождения уравнения, которому удовлетворяет /(г, г),
сформулируем физические закономерности, определяющие процессы
распространения тепла.
Свойство теплопроводности. Если температура тела неравномерна,
в нем возникают тепловые потоки, направленные от точек с более вы-
сокой температурой к более низкой. Количество тепла, протекающее че-
рез сечение z за промежуток времени (т, x+dx), равно
dQ = qFdx, ’ (4,1>
где q(z, т) = — А,(г)-^-есть плотность теплового потока, равная количе-
ству тепла, проходящего в единицу времени (час), через единицу пло-
щади F, м2. Здесь X — коэффициент теплопроводности стержня, зави-
сящий от материала. Знак минус объясняется тем, что теплопоток на-
правлен в сторону понижения температуры. Отсюда количество тепла
Q кДж, протекающее за промежуток времени (ть т2) через сечение z,
равно
Q= -/ф,(2)^т> dr. (4,2)
Свойство теплоемкости. Количество тепла, необходимое для нагре-
вания тела на Д/°С, равно к
Q = CoyVM, (43)
где Со-удельная теплоемкость, кДж/(кг-°С); у-плотность, кг/м3-
V — объем, м3. ' ’
Если изменение температуры различно на разных участках и пи
стержень неоднороден, то
Q = F\ bt(z)dz.
Источники тепла. Внутри тела может выделяться или поглотать,
тепло (например, при радиоактивном распаде, химических реакциях
44
л?’ кот°Р.ое характеризуется плотностью тепловых источввкпч
т) в любой точке г в момент т. В результате действия источников
"ичеств™еплаг + </г) °Р™Я т+Л) вы4елится (поглотится) ко-
dQ = Fw (z, т) dzdr,
или в интегральной форме на участке (zb z2) за время (ть т2)
Q = F j j ay (z, t) dzdx.
Рис. 17. К выводу уравнения тепло-
проводности
Уравнение теплопроводности, описывающее процесс кондуктивной
(или конвективной) теплопередачи в любой точке тела, получается при
подсчете баланса тепла на некотором отрезке (хь х2) за некоторый
промежуток времени (ть т2) (рис. 17).
Поскольку рассматриваемая задача одномерна, теплопередача в
элементарном объеме Ьхкукг происходит лишь в направлении оси х.
По свойству теплопроводности в него
входит в единицу времени д(х)ДуДз
тепла, а выходит 9(х + Дх) ДуДг. При
этом если <?(х) ><?(х+Дх), имеет мес-
то нагревание, в противном случае —
охлаждение. Если же ?(х) =?(х-|-Дх)
при всех т, то процесс является уста-
новившимся.
При неустановившемся процессе
теплопередачи разность поступившего
л ушедшего тепла за время т приве-
дет в рассматриваемом объеме к нач
греванию (охлаждению) его на вели-
чину Cwkt&xkytsz. При этом за счет
распределенных источников поглотит-
ся (выделится) w (х, x)&x&ykz тепла. В результате за время Дт по за-
кону сохранения энергии имеем
[д (Х) — g (х + Дх)] ДдДтДт = С„уД(ДрДгДх + ю (х, т) Д®ДхДх. (4,4)
С помощью теоремы о конечных приращениях выражение в левой ча-
сти (4,4) можно, учитывая (4,1), преобразовать к виду
У
— (X—\ ДхДуДгДт.
дх \ дх /
В результате, после сокращения на ДхДуДгДт и переходя к пределу
при Дт->0, получим уравнение Фурье для одномерной задачи теплопро-
водности
Со(х)у(х)^ =
В случае когда теплофизические характеристики зависят от тем-
пературы* задачаописывается квазилинейным уравнением теплопро-
водности
ш(х, t).
(4,5)
^ц(,^]=С1(^ + ш(х,т).
45
В частном случае однородной среды, без внутренних источников;
(4,5) запишется в наиболее простом виде
«(*. т) = (4,6>
дх дх2
где а2 =—-----коэффициент температуропроводности.
CoY .
Уравнение распространения тепла в пространстве (трехмерная за-
дача) выводится аналогично. При этом
= £[Мх. у, в)£] + f [Их. У. 4 £] +
+ ГЛ(X, у, 2) -t] + W (х, у, 2, Т),
oz [ аг J
или в простейшем случае
dt(x,y,z,x) = a^Ut (4,7>
дх
. д2 , да , дч тт
где Д == ----оператор Лапласа.
Постановка краевых задач. Для выделения единственного решения
уравнения теплопроводности необходимо к уравнению присоединить-
краевые (начальные и граничные) условия. Для простоты рассмотрим
одномерную задачу. Начальное условие состоит в задании значений,
функции t(z, т) в начальный момент то- Граничные условия различают-
ся в зависимости от температурного режима на границах. Рассматри-
вают три типа граничных условий:
1) I рода, когда задана температура на границах, например
f(0, т)=ф(т), причем <р(т) задается в некотором промежутке
Ti—то — время исследования процесса.
2) II рода, когда на границе задано значение градиента
1Н=Г’|’<Т)-
Это условие имеет место, если известна величина теплопотока во-
времени (в частности, при задании на нижней границе притока глубин-
ного тепла). Отметим, что в многомерном случае в условиях на гра-
нице вместо dtldz вводится частная производная по нормали dt/dn,.
где п — внешняя нормаль к границе.
3) III рода, когда задается линейная комбинация функции тем-
пературы и теплопотока на границе. В наиболее часто рассматривае-
мом случае омывания поверхности какой-либо средой (в частности,
воздухом) граничное условие имеет вид (условие Ньютона)
где Л — коэффициент теплопроводности; а — коэффициент теплоотда-
чи с поверхности (конвективного теплообмена); ш(т) — заданная
температура омывающей среды, °C. Если при этом поверхность подвео
гается также воздействию лучистого теплообмена и величина палия
ционного баланса (то есть разность поглощенной радиации и э*Лек
тивного излучения) ?0, то условие на поверхности также сводится к
условию Ньютона, но при этом в качестве необходимо принимать
приведенную температуру воздуха (ср(т) +^оа-''). ринимаи»
46
,прй Лопо” 1аСТНЫМ слУчаем является теплообмен тела с окружаю-
щей средой путем излучения. При этом тепловой поток, получаемый
поверхностью, пропорционален разности четвертых степеней абсолют-
ных температур поверхностей, участвующих в теплообмене:
171=о “ п (0, т) —
Здесь ст — постоянная Стефана—Больцмана; % — постоянная, зави-
сящая от способности тела поглощать лучистую энергию и от взаим-
ного расположения облучаемого и излучающего тел.
Широко также используется условие совершенного («идеального»}
теплового контакта двух сред (многослойная среда) с неподвижными
границами, которое заключается в непрерывности температуры и теп-
лопотока:
f(z0 — O,t) = *(zo+O, т),
\ дг /го-о \ дг /г<,+о
где z0 — глубина расположения контакта слоев.
Граничные условия на разных границах области могут быть раз-
личных типов, так что число краевых задач для уравнения теплопро-
водности велико. Наиболее часто в мерзлотоведении рассматривают
так называемую первую краевую задачу, когда на границах области
исследования задаются граничные условия первого рода. В стационар-
ном случае (dt/dx=O) такую задачу называют задачей Дирихле. Ана-
логично в случае задания на границах условий II рода имеем вторую
краевую задачу. В стационарных условиях ее часто называют задачей
Неймана. Наконец, если на границах области исследования заданы
граничные условия как первого, так и второго рода, имеем смешанную
краевую задачу.
Наряду с рассмотренными выше нестационарной и стационарной
задачами теплопроводности огромное значение при изучении темпера-
турного поля верхних слоев литосферы имеет так называемый перио-
дически установившийся температурный режим горных пород. Особен-
ностью его, связанной с многократно повторяющимися периодическими
изменениями поверхностных условий (температурные волны), является
то, что, будучи нестационарным в пределах каждого колебания, тем-
пературное поле повторяется с интервалом, равным периоду. Очевид-
но, что данная задача является нестационарной, однако периодический
характер температурного поля позволяет существенно упростить его
исследование. Подробно этот вопрос рассмотрен в IV-3.
IV-2. СТАЦИОНАРНОЕ ТЕМПЕРАТУРНОЕ ПОЛЕ
В МНОГОСЛОЙНОЙ СРЕДЕ
Решение стационарной задачи теплопроводности осуществляется
гораздо проще, чем нестационарной. В связи с этим стационарная
задача получала широкое применение в самых различных областях на-
уки и техники. В частности, нахождение установившегося температур-
ного поля в многослойной среде (с различным,, по™— =
(Ьизическими характеристиками в каждом слое) представляет значн
тельный интерес как в мерзлотных, так и особенно в геотермических
исследованиях. Наиболее просто рассмотрение проводится в^одномер-^
ном случае. Действительно, при этом в силу —
имеем, что t=t(z), в пределах каждого слоя градиенты температур
(dt/dz) постоянны и распределение температур подчиняется линейному
закону. Кроме того, в силу второго из условий совершенного контакта
. тепловой поток в любой точке области один и тот же. Отсюда непо-
средственно следует, что в рассматриваемых условиях при различных
проводимостях отдельных слоев градиенты температур скачкообразно
изменяются при переходе через линии контактов. Таким образом, ста-
ционарное одномерное температурное поле в многослойной среде пред-
ставляет собой ломаную, число звеньев которой совпадает с числом
слоев с различными проводимостями. Наклон каждого из таких звень-
ев обратно пропорционален коэффициенту теплопроводности соответ-
ствующего слоя.
Нахождение стационарного температурного поля в n-слойной сре-
де, п=1,2, ..., в наиболее важном для геотермии случае смешанных
граничных условий (когда на поверхности задается постоянная тем-
пература То, а на подошве п-ного слоя — постоянный поток тепла q)
осуществляется крайне просто. Действительно, обозначим коэффициент
теплопроводности и мощность каждого слоя соответственно через
и Л,-, г=1,2, ..., п. Тогда температура в любой точке i-того слоя опре-
деляется из очевидного соотношения
t (z) = t + Р( (z — Ht-i), z e [Hi-i, Hi],
k
Здесь Hk = hs, Ho = 0, pk = 9ХГ1 — градиент внутри k-того слоя.
Легко видеть, что в рамках стационарного приближения нахожде-
ние глубины г* расположения любой изолинии Т* (если она сущест-
вует при данных условиях) также осуществляется крайне просто.
Пусть для определенности <у>0. Тогда, если найдется Нк, 6=1,2, ..., п
такое, что f(/f/t)>7’*, Т(Нk_i) , то глубина z*, удовлетворяющая
/(z*)=7'*} находится в пределах 6-того слоя и определяется из соотно-
шения
z‘ = P/7‘
Очевидно, что если Т* является температурой замерзания (оттаи-
вания) пород, то с учетом различных теплопроводностей грунта в та-
лом и мерзлом состояниях нахождение стационарной (предельной)
глубины промерзания (оттаивания) осуществляется совершенно ана-
логично. Очевидно также, что для существования z*>0 необходимо
чтобы имело место Т*>Т0 при q>0, Т*<Т0, при q<0.
Совершенно аналогично находится решение данной задачи в слу-
чае различных температур фазовых переходов в каждом из слоев.
Несколько сложнее решение стационарной задачи в многослойной
среде проводится в случае первой краевой задачи (когда на поверх-
ности и подошве п-ного слоя задается температура То и Тп соответст-
венно, причем То, Гп —const). Обозначим искомую температуру па
подошвах слоев через Tit 1=1, 2, ..., n— 1. Очевидно что при Т =Т
в условиях стационарной задачи с учетом идеального контакта имеем
zee[0, Н„]. В противном случае картина аналогична пас
смотренному выше случаю смешанных граничных условий Пои .
силу идеального контакта имеем ’ 1 u
т'~т°. = х. т‘~т‘ = _ , т„_
Л, •
48
Отсюда, используя известное свойство пропорций
непосредственно получаем соотношение, связывающее температуру на
границах любого слоя (исключая последний) с данными задачи’
4=1,2.......„_1,
S '
3=1
где rk=hh'kk . Таким образом, с помощью указанной рекуррентной фор-
мулы, последовательно перебирая значения k, начиная с fe=l, сразу
определяются значения температуры на контактах всех слоев в случае
первой краевой задачи. Дальнейшее нахождение температурного поля
во всей области, учитывая линейность температуры в пределах каждого
слоя, очевидно.
Определение глубины расположения z* любой изолинии Т* (вклю-
чая фазовую границу, приводящую к появлению дополнительного слоя
в силу изменения теплопроводности при протекании фазовых перехо-
дов) осуществляется следующим образом. Будем обозначать коэффи-
циент теплопроводности fe-того слоя при изменении его агрегатного
состояния через Очевидно, что существование z* в пределах рас-
сматриваемой области имеет место при условии, что (То—Т*) (Тп—Т*)<
<0. Если это условие выполнено, то сначала находим слой, содержа-
щий г*. Для этого рассматриваем последовательно область, состоящую
из i слоев, i=l, 2, п—1, полагая на подошве i-того слоя вместо Т<
величину Т*. Очевидно, что при этом для любого i агрегатное состоя-
ние (и, следовательно, коэффициент теплопроводности) каждого слоя
•определено. Рассматривая теперь первую краевую задачу для первых
i слоев (полагая при этом п=1, Тп=Т*), находим соответствующее зна-
чение теплопотока q. Решая затем смешанную краевую задачу для
подстилающей области, состоящей из п—I слоев, находим температуру
на подошве области Т
Если при каком-либо I получаем Тд =Тп, то, очевидно, z’ = ^hs.
В противном случае в зависимости от знака fi= (Т^— Tn)q (больше
или меньше нуля) соответственно имеем, что z* находится ниже (вы-
ше) подошвы i-того слоя.
Таким образом, если fi<0 или fn-i>0, то z* соответственно на-
ходится в первом или последнем слоях. Если же fi>0, fn-i<0, то, по-
следовательно рассматривая 1=2, 3, п—1, находим i0 — минималь-
ное из указанных I, такое, что При этом z* находится в преде-
лах этого слоя. #
После определения слоя, содержащего 2*. нахождение величины ~
осуществляется совершенно аналогично вышерассмотренному, но для
области, состоящей из п+1 слоев (слой io, содержащий z . разбивает-
ся на два с общей границей z=z* и соответствующими характеристи-
ками). При этом имеем
Xi
4 Зак. 98
= Ч+»
49
Здесь g — мощность части слоя io с измененным агрегатным состоя-
нием; z* = £fts— g. Применяя свойство пропорции, аналогично выше-
указанному, легко определяем как температуры на контактах слоев-
(исключая z*), так и величину z*.
Таким образом, используя свойства стационарного решения в мно-
гослойной среде, можно непосредственно оценить температурное поле
в верхних слоях литосферы и, в частности, предельную мощность мно-
голетнемерзлых толщ при различных условиях.
IV-З. ТЕМПЕРАТУРНЫЕ ВОЛНЫ
Задача о распространении температурных волн в грунте без учета
фазовых переходов является одним из первых примеров приложения
математической теории теплопроводности, развитой Фурье, к изучению
явлений природы (Тихонов, Самарский, 1966).
Температура на поверхности грунта носит ярко выраженную перио-
дичность (суточную, годовую или многолетнюю).
Задача о кондуктивном распространении периодических колебаний
температуры в грунте, т. е. определение периодически установившего-
ся температурного режима, является задачей без начальных условий,,
так как при многократном повторении температурного хода на поверх-
ности влияние начальной температуры падает и становится много,
меньше других факторов, которыми пренебрегают (например, неодно-
родностью грунта).
Рассмотрим решение задачи о периодически установившемся ре-
жиме для однородного полуограниченного стержня (в области z>0)
при условии, что температура поверхности меняется по закону
t (0, т) = t0 + A cos сот.
(4,8>
Здесь io — средняя температура за период колебаний; ® = -у----час-
тота; А — амплитуда колебаний температуры на поверхности грунта;.
Т — период. При этом, исходя из физического смысла, предполагается,
что функция t(z, т) при z^O всюду ограничена. Напишем граничное
условие в более общей форме (/=]/ —1):
t (0, т) = t0 + Ае1™. (4,9>
Из линейности рассматриваемой задачи следует, что действительная и
мнимая части некоторого комплексного решения уравнения теплопро-
водности удовлетворяют каждая в отдельности тому же уравнению
°™™,' еСЛ" 6уд/^ "айдено решение уравнения теплопроводности,
удовлетворяющее (4,9), то его действительная часть удовлетворяет ус-
ловию (4,8), а мнимая — условию удмолешоряет ус
Решение задачи
i (z, т) — t0 -j- A sin (от.
(4,10}
-*- = а*
dr дг* ’
при условии (4.9) будем искать в виде
* (0, т) = /в+
2>0,
(4,11}
(4,12}
50
™в“я" %,12)°”П“и (4,9)M„o^„r₽OZX?“Mo™la
В результате искомое решение согласно (4,12) примет вид
удовлетворяет уравнению теплопроводности, а также граничному усло-
вию (4,8), а мнимая — (4,10). Однако только функция, соответствую-
щая знаку минус, удовлетворяет требованию ограниченности, так как
в противном случае при возрастании z температура неограниченно
растет.
Таким образом, решение поставленной задачи при условии (4,8)
имеет вид
t (г, т) = t0 + Ае 20,1 cos ^сот
а при условии (4,10)
t (z, т) = t0 -f- Ае 20,7 sin
Аналогично решается поставленная задача в случае ограниченно-
го стержня, когда на нижней границе задается постоянная температу-
ра. При этом решение имеет более сложный вид (Тихонов, Самарский,
1966). Если граничная функция представляет собой комбинацию гар-
моник разных частот или амплитуд, решение в силу линейности задачи
получается суперпозицией решений, соответствующих отдельным гар-
моникам. Точно так же в случае, когда в полуограниченной среде за-
дается постоянный градиент температуры, например геотермический
градиент g °С/м, решение задачи получается в виде
f(z,T) = („+gz +—(4,14)
где С = Соу — объемная теплоемкость — теплоемкость единицы объема
грунта.
На основании полученного решения Фурье вывел следующие зави-
симости для процесса распространения температурных волн в грунте.
При периодических колебаниях температуры на поверхности в те-
чение длительного промежутка времени в грунте устанавливаются так-
же колебания температуры с тем же периодом, причем:
1) амплитуда колебаний экспоненциально убывает с глубиной
A(z) = Ае **г (первый закон Фурье); (4,15)
S1
2) температурные колебания в грунте происходят со сдвигом фаз,
пропорциональным глубине
6 = — 1/ ^.г (второй закон Фурье); (4,16)
2 у лА
3) глубина проникновения колебаний температуры* поверхности в
толщу горных пород зависит от периода этих колебаний. Затухание их,
то есть относительное изменение амплитуды на любой глубине z>0
по сравнению с поверхностью (z = 0), равно
{/^4
Отсюда следует, что затухание колебаний тем меньше, чем меньше
их период. В общем случае, если имеются два колебания температуры
поверхности с периодами Г], Т2 и амплитудами Л\, А2, Т\=/=Т2, то глу-
бины г,-, на которых происходит одинаковое затухание, связаны между
собой соотношением
Zj =
(4,17)
Таким образом, глубины, на которых затухание разнопериодных ко-
лебаний одинаково, относятся между собой как корень из отношения
периодов колебаний.
Из приведенного решения уравнения теплопроводности при перио-
дических колебаниях температуры на поверхности земли вытекает еще
ряд закономерностей, имеющих существенное значение в мерзлотове-
дении.
Из (4,15) следует, что
где g — мощность слоя грунта, на поверхности которого амплитуда ко-
лебания температур равна Ло и на его подошве некоторой =А(£).
В случае годовых колебаний температур при А =е, где е — точ-
ность измерения (обычно е=0,ГС), когда можно принять, что колеба-
ния практически полностью затухают, g будет глубиной распростране-
ния годовых колебаний температур.
В мерзлотоведении указанную глубину часто называют также глу-
биной нулевых годовых амплитуд. Очевидно, что это название фор-
мально является неверным, так как согласно (4,15) колебания затуха-
ют асимптотически. Происхождение его, по-видимому, связано с тем,
что при использовании измерительной аппаратуры с точностью е за-
фиксировать колебания температур ниже слоя £ практически невоз-
можно. Из (4,18) следует, что глубина нулевых годовых амплитуд уве-
личивается с возрастанием Ло, А и Т и уменьшается с ростом С.
Выражение (4,15), описывающее затухание амплитуд с глубиной
яозволяет определить годовые теплообороты в слое грунта мощностью
5. Из (4,14) следует, что при годовых периодических колебаниях тем-
пература в слое грунта мощностью J изменяется в пределах от мини-
калькой до максимальной, или на удвоенную величину амплитуды
колебании (рис, 18). Отсюда следует, что в слое мощностью Е тепло
обороты за полупериод Qo равны b и'
Qo = 2 \СА(г)йг.
(4,19)
52
Используя (4,15), окончательно получим
<2.-2(А-А)|/
(4.20)
помошыоЯМП?5Г"е Средней амг,л“тИды Л=р ДЛЯ слоя мощностью Ь с
помощью (4,19) выражение для Qo можно записать в виде 5
<2о-=2САрЕ. (4,21)
Отсюда, используя выражение для J, с помощью (4.18) получим
. Ло — Л.
^=—ТГ“- (4.22)
1П W
При определении годовых теплооборотов принималось, что темпе-
ратуры за год на каждой глубине в рассматриваемом слое мощностью
5 изменяются на удвоенную величину колебаний температур 24g, т. е.
по огибающим (кривые /), изображенным на рис. 18. Очевидно, что
Рис. 18. Температурные кривые за год и их огибающие (2)
огибающие представляют собой фиктивные кривые, поскольку макси-
мальные и минимальные температуры достигают разных глубин раз-
новременно. В силу этого теплообороты по огибающим являются су-
щественно завышенными по сравнению с теплооборотами, проходящи-
ми через поверхность в почву Qn.
Для определения последних воспользуемся формулой (4,14), вы-
ражающей закон изменения температуры во времени в любой точке
рассматриваемого слоя В- Теплообороты, проходящие через поверхность
этого слоя, в течение любого промежутка времени (ть т2) представля-
ют собой интеграл от величины теплопотоков на поверхности этого
слоя
<Э„= j?(o, Т)Л. (4.23)
При периодических колебаниях за один полупериод отмечав
приход тепла в почву, за другой — расход. При этом теплопотокн
няют знак. В годовом балансе при периодически установившемся
жиме приход равен расходу.
53
Найдем выражение для градиента температур на поверхности в
любой момент времени. Для этого, дифференцируя (4,14) по глубине
п подставляя z=0, получим без учета геометрического градиента
2L| =_/2£л(со8^г+зИ^г). (4,24)
дг |г=о у КТ \ 1 1 /
Отсюда легко найти момент инверсии знака градиента (теплопотока)
на поверхности почвы. „ ,. ...
Приравнивая (4,24) нулю, получим для граничных условии (4,Ю)
два момента инверсии знака теплопотоков за годовой цикл:
в случае (4,8) аналогично имеем
г1=2.Тиг,-^-Т. (4,25)
Таким образом, приходная (расходная) части теплопотоков за
полный цикл согласно (4,23), (4,25), (4,1) и (4,24) будут равны
<?„ = /2(Л,-Ле)|/^- (4,26)
Сравнивая полученное выражение для теплооборотов по огибаю-
щим Qo с проходящими через поверхность Qn, видно, что Qo больше
действительных теплооборотов Qn в 2 раз.
Величина теплооборотов за произвольный промежуток времени по-
лучается аналогично, с помощью (4,23) при соответствующей подста-
новке пределов интегрирования.
С помощью ДСр можно получить выражение для теплооборотов че-
рез поверхность почвы для слоя £, аналогичное (4,21):
(2п = /2ЛсрС£. (4,27)
Изложенная теория справедлива при распространении тепла в су-
хом однородном грунте, без учета фазовых переходов превращения
воды.
1V-4. ВРЕМЯ УСТАНОВЛЕНИЯ СТАЦИОНАРНОГО
ТЕМПЕРАТУРНОГО РЕЖИМА ПРИ СТУПЕНЧАТОМ ИЗМЕНЕНИИ
ТЕМПЕРАТУРНЫХ УСЛОВИЙ НА ПОВЕРХНОСТИ
Д. В. Редозубов (1946) предложил приближенный метод, позво-
ляющий связать температурное поле в толще многолетнемерзлых гор-
ных пород со ступенчатым (скачком) изменением граничных условий
на поверхности. Рассматривается одномерная задача для однородного
полупространства z>0. Принимается, что к моменту рассмотрения
(т=0) распределение температур по глубине есть известная функция
координат t(z, 0)=q>(z), причем нижняя граница мерзлой толщи нахо-
дится на глубине Н, т. е. t(H, 0) =0.
Рассматривается многолетнемерзлая толща в интервале глубин пт
h (глубина нулевых годовых амплитуд) до Н (мощностью H-h] Втпт
же момент на поверхности мгновенно устанавливается и в дальнейшем
сохраняется постоянная температура По физическому смыслу чеоез
некоторое время тст (стационарное время), зависящее от точности Л
мерения, установится новое стационарное состояние. К этому времени
54
предположении, что в течение стационарного времени положение ни»
на та₽к“каЦкЫ™еРЗЛ0ТЫ неизмеино- Указанная Предпосылка существен-
на, так как при этом задача становится линейной и допускает счпеп
™ва™ёмРП™г,,ИИ' С Т0ЧКИ 3ре“ИЯ Д- В- некоторым обос-
"°“ предположения является то, что при большой мощяо-
”” многолетнемерзлых грунтов нижняя граница мерзлоты
под влиянием потока тепла из недр земли сдвигается незначительно
краевые условия в рассматриваемом случае имеют вид
t(H, т) = 0Д
т >0,
Если обозначить
{решение имеет вид
f(z,O)=q>(z), h<z<H.
мощность мерзлой толщи Н—К через L, то
(4,28)
общее
Z(z, т) =
л=оо а*л*л*
л=0
X J [q>(s) —-Ь-(£,—s)] sln-^ds.
(4,29)
Разность, стоящая под знаком интеграла, есть разность между на-
чальным и конечным стационарным распределением температур.
Допущения, принятые при выводе формулы (4,29) (неизменность
нижней границы мерзлой толщи при протаивании и промерзании, а так-
же неучет времени, необходимого для установления температурных ус-
ловий на глубине нулевых годовых амплитуд в связи со скачкообраз-
ным изменением температуры на поверхности), свидетельствуют о не-
корректности полученного решения, грубости формулы (4,29) и о не-
обходимости дополнительного анализа возможности применения этой
формулы в каждом конкретном случае. В результате время установ-
ления нового стационарного распределения температуры в многолетне-
мерзлой толще при данных условиях по формуле (4,29) получается су-
щественно заниженным. В силу этого указанная формула имеет смысл
только для оценки минимального вероятного времени, необходимого
для достижения нового стационарного состояния.
IV-5. ОПРЕДЕЛЕНИЕ КОНФИГУРАЦИИ МЕРЗЛОГО МАССИВА
И ТЕМПЕРАТУРНОГО ПОЛЯ В НЕМ С ПОМОЩЬЮ
РЕШЕНИЯ СТАЦИОНАРНОЙ ЗАДАЧИ ТЕПЛОПРОВОДНОСТИ
Конфигурация мерзлого массива и его термический режим нахо-
дятся в определенной закономерной связи с условиями теплообмена на
поверхности и геотермическим потоком тепла. Основная трудность ре-
шения данной задачи, особенно в многомерном случае, как указыва-
лось выше, состоит в существенной нестационарное™ температурного
поля, в первую очередь в слое сезонного промерзания и оттаивания.
Вместе с тем в связи с многолетними колебаниями температур, рас-
пространяющимися значительно глубже, температурное п<^е
годовых колебаний также нестационарно и изменяется на любой глу
йне за любой “резок времени. Однако амплитуда многолетних ко-те-
55
баннй температур значительно меньше амплитуды годовых колебании.
С целью упрощения задачи Д. В. Редозубов предположил, что ниже
слоя нулевых годовых амплитуд температурное поле практически ста-
ционарно.
Исходя из этого Д. В. Редозубов (1959) предложил простой метод
«терморазведки на мерзлоту», опирающийся на решение задачи Ди-
рихле (первая краевая задача), т. е. решение стационарной задачи теп-
лопроводности при граничных условиях I рода. Указанный метод позво-
ляет приближенно вычислить конфигурацию многолетнемерзлого
массива и температурное поле в нем по неглубоким скважинам и извест-
ной температуре на достаточно большой глубине (или известной гео-
термической ступени в данном районе). Учет геотермического градиен-
та производится, как и в параграфе (IV-2), по принципу суперпозиции,
так как задача в такой постановке линейна.
Исключение слоя с резко нестационарным температурным полем
приводит к необходимости введения ограничивающей поверхности, где
задается температурное распределение, неизменное во времени (но за-
висящее от координат в случае двух- и трехмерной задачи). Ограничи-
вающая поверхность выбирается в зависимости от рельефа поверхно-
сти. Наиболее простым случаем формы ограничивающей поверхности
является плоскость, например равнинные тундровые пространства, а в
двухмерной задаче — прямая, ограничивающая полуплоскость. В по-
следнем случае стационарное температурное поле для однородной по-
луплоскости —оо<х<оо, z>0 определяется решением уравнения Ла-
пласа:
+ = ° (4,30)
при условии
t(x, 0) = ф(х), (4,31)
где z=0 — уравнение ограничивающей поверхности; <р(х) — заданное
температурное распределение на ней.
Как известно, решением указанной задачи является интеграл Пуас-
сона
= f TH* . (4,32)
л J (s — x)* 4- z2 7
В случае учета геотермического потока тепла согласно сказанному
выше л
Вместо геотермической ступени можно задавать температуру на глуби
не h, которая должна быть значительно больше глубины распростоане
НИН отрицательной температуры. Правильнее принимать tlx h\ по па»
ним глубоких скважин в данном районе, причем практически она
зависит от формы рельефа и условий на ограничивающей ловепхнос™
В результате задача сводится к решению уравнения (4 30) для „о’
лосы, ограниченной линиями г=0 и z=/i (рис. 19, а), на которых со т"
ветственно заданы температуры ф(х) и ф(х), где р А loot
Лх,Л) = ф(х).
56
решается c помощью конформного преобразовав
ния в комплексной области.
Сначала конформно отображают полосу шириной К в полосу ши-
риной л с помощью преобразования <а = р +lq (x + zi), а затем в
- (*+*9
полуплоскость г = а + ф = е® = е с положительным значением р.
Соотношение между исходным и окончательным контурами уста-
навливается по формулам
— х 2L
а = е h cos — z, В = е h Х sin — г.
Л h
(4,34>
Как легко видеть из (4,34), границы исходной полосы при этом
перейдут в действительную ось плоскости г (рис. 19, б), причем линия
z=0 перейдет в р = 0, а>0, а линия z=h — в р=0, а<0.
В результате в области г решением поставленной задачи будет сог-
ласно (4,32)
Р- (s) ds
(s-«x)« + P> ’
(4,35)’
Рис. 19. К решению задачи Дирихле: а) дли
слоя мощностью Л в координатах х, д
б) для полуплоскости в координатах а ир>
где р,(а) есть изображение функции <р(х) и ф(х) после преобразова-
ния на соответствующих интервалах оси а. Найдя f(a, р) по заданным,
значениям ц(а) и заменив a
и р по формулам (4,34), полу-
чим формулу для расчета ис-
ходного стационарного темпе-
ратурного поля в координатах
х, z.
В случае, когда ф(х) опи-
сывается на разных участках
различными выражениями, по
формулам (4,34) необходимо
найти новые интервалы этих
участков после отображения в
(г) и разбить (4,35) на сумму
соответствующих интегралов.
В наиболее часто встре-
чающемся случае, когда функ-
ции ф(х) и ф(х) „кусочно ПО отдельных участках, —
стоянны или линейно изменяются н ® ’ всм участков с
кие (4,35) производится без труда и однотипно для
аналогичным видом ц(а). ,
В частности, в линейном случае имеем
I Г - V,, I. (я«—“)*+>* 4-
H“.₽) = Vl2 i ' (e-a)« + P
на отдельных участках, интегрнрова-
где
+ V Ь, (arctg ’
Тн.-Г». = ЦйнгЩаЙ-.
5T
Tk, Sk, 7*+i, 5fc+i — соответственно температура и координата левой
(правой) границы Л-того участка. В часто рассматриваемом простей-
шем случае кусочно-постоянной ц(а) имеем Тк = Тк+1 и ак=0, bk = Th
и, следовательно, первое слагаемое в правой части t(a, р) обращается
в нуль.
Расчет пространственного температурного поля производится ана-
логично, но значительно более громоздко. Двумерные схемы непосред-
ственно применимы, в частности, к исследованию стационарных полей
в вертикальных разрезах, перпендикулярных рекам и вытянутым поло-
сам стока. В тех же случаях, когда краевые условия на ограничиваю-
щей поверхности (плоскости) зависят от обеих координат и, следова-
тельно, определяют пространственное температурное поле, решение за-
дачи существенно затрудняется. Наиболее доступным является случай,
когда температура на ограничивающей плоскости неизменна внутри
концентрических окружностей с радиусами R{ и температурами меж-
ду ними, 1 = 1, 2, ..., п. В этом случае решение в любой точке верти-
кальной оси имеет вид
/(0,0,2) = ^+?, + ^
4=2
Vr^+z*
Подобные распределения температур характерны для округлых водое-
мов, замкнутых депрессий и отдельных понижений на участках сливаю-
щейся мерзлоты.
К числу недостатков предложенной Д. В. Редозубовым схемы от-
носится неучет неоднородности среды и внутренних источников тепла,
а также выбор температуры на нижней границе. Кроме того, абстраги-
рование, связанное с принятой стационарной схемой, не учитывает мно-
голетнего изменения климата, в результате чего «терморазведка на
мерзлоту» может лишь ориентировочно указать расположение нижней
границы мерзлых пород без учета динамики ее во времени (аградации
или деградации мерзлоты).
IV-6. ФОРМУЛИРОВКА ЗАДАЧИ О ПРОМЕРЗАНИИ
И ПРОТАИВАНИИ ПОРОД
Промерзание (протаивание) влажного грунта является сложным
термодинамическим процессам, протекающим в неоднородной капил-
лярно-пористои среде. Задача о протекании зтого процесса является
одной из наиболее сложных задач математической физики Основной
трудностью решения указанной задачи является необходимость учета
изменения агрегатного состояния и теплофизических характеристик
среды, в результате чего задача становится нелинейной. Кроме того
при промерзании и протаивании одновременно с изменением темпепа
турвого поля имеет место массоперенос, вызванный перемещением
Расчет такого единого процесса динамики температурного и влаж
ностного полей при промерзании (протаивании) крайне сложен В ЛТ
чительном числе случаев, когда при промерзании отсутствует• интен™»’
ное морозное пучение, связанное с массопереносом, для пра“ическик
целен можно ограничить расчет процесса промерзания влажногогоуп
та расчетом его теплового режима с учетом (Ьазппыу пп/Л грун‘
Таким образом, в первом приближении расчет промерзания ’in'” ВОДЫ'
яия) грунта может быть значительно упрощен. р р ия (протаива-
58
чета'^™«п»™"Ь'Х задач существует значительное число методов рае-
т-,. йм Режима промерзающих (протаивающих) влажных грук-
шеяия п^аЛ„”ГРпЦ"" В них влаги' но Учитывающих фазовые превра-
П,к0 леднеи- в силу того’ что в зависимости от физических свойств
грунта фазовые переходы могут происходить как эвтектически, т. е.
практически полностью при температуре замерзания (грубодисперсные
грунты), так и в спектре температур (тонкодисперсные), возможны
две постановки задачи о промерзании без учета миграции.
если влага замерзает при одной температуре, задача состоит в
исследовании динамики температурных полей в мерзлой и немерзлой
зонах при наличии подвижной границы раздела фаз между ними (за-
дача Стефана). Скорость продвижения границы раздела фаз также под-
лежит определению. Если же замерзание (протаивание) влаги проис-
ходит в некотором диапазоне температур, т. е. с образованием зоны
промерзания, задача еще более усложняется.
Предейдем к математической формулировке указанных задач. Для
простоты будем рассматривать двухфазную среду (одна подвижная
граница раздела).
1. Постановка задачи о промерзании (протаивании)
однородного грунта с образованием границы раздела фаз
(задача Стефана)
При переходе температуры грунта через критическое значение про-
исходит скачкообразное изменение физического состояния грунта. На
поверхности, где происходят фазовые переходы (подвижная граница
раздела фаз) все время сохраняется температура плавления (затвер-
девания), которая без ограничения общности может быть принята рав-
ной нулю.
Принимается, что при движении границы раздела происходит пол-
ностью выделение теплоты фазовых превращений Q*. В каждой из двух
зон (верхняя, мерзлая ограничена плоскостью z=0, нижняя, талая—
снизу плоскостью z=l) искомые функции распределения температур
ii(z, т), i = l, 2, удовлетворяют уравнению Фурье, причем начальные
распределения ft-(z, 0), i=l, 2, заданы. Кроме того, задаются граничные
условия в виде распределения температур во времени на обеих грани-
цах:
(1(0,т) = Ф1(х), ((/,т) = Ф,(т).
Граничные условия могут быть также II и III родов.
Теплофизические характеристики в обеих зонах — теплопровод-
ность X, температуропроводность а2, а также влажн0СГЬА^°б’““®“;
w и плотность у — постоянны и заданы. При переходе через грамшу
неХ7лоХ^^^^ п₽оцесСЫ К0Н*
фаз я— П=.
За врем» (г,я
мерзает если Д£>0) или оттаивает если ) vj теплота
выделится тепла, где <?.-х» Сх-335 го
фазовых превращений, кДж/м ). ьсли w
O^=xvwyrl, где уо — плотность воды.
ла в моменты т и т+Дт.
59
Таким образом, должно выполняться равенство
-л*| )At = <2*AE-
к дг |g дг |g+Ag /
При Дт->0, переходя к пределу, получим условие на подвижной
границе раздела фаз, определяющее скорость ее продвижения (так на-
зываемое «условие Стефана»):
X1«l| =<?фГ- (4.36)
дг It dz |g
Любопытным свойством условия Стефана является его инвариант-
ность как при процессе промерзания (£'>0), так и при оттаивании
(£'<0), если индекс 1 соответствует мерзлой зоне. Направление про-
цесса определяется знаком левой части. Таким образом, задача Сте-
фана является задачей об определении динамики температурных полей
внутри каждой зоны и скоростей продвижения границ раздела фаз
между ними в многофазной среде.
Математическая формулировка задачи Стефана в случае двухфаз-
ной однородной среды следующая.
В каждой зоне процесс описывается уравнением Фурье:
dli (г, т) 2 дЧх (г, т) п .
для ° < z < g (г).
(4,37)
^ = “1 ^^ЛЛЯЕ(г)<г<(,
с краевыми условиями (в случае первой краевой задачи)
4(0,т) = ф1(т),
4 (г, -0) = Ф1 (Z) при 0 < г < s (0), ,. -g
4(z, 0) = (г) при g(O)<z<Z,
причем Е(0) = Ь,>0.
На подвижной границе раздела фаз г —с(т) выполняются условия
4Й(г),г] = /,[5(т),т]=4,
(4,39)
Здесь а,, /—1, 2, — температуропроводность твердой и жидкой зоны-
/ — глубина, где задается нижнее граничное условие. При расчетах се’
зонного промерзания или протаивания за / принимают обычно глубину
нулевых годовых амплитуд. Без ограничения общности можно принять
В такой постановке, как показано И. Стефаном (1889) задача от
носится к классу нелинейных в смысле условий на подвижной гмнипё
раздела фаз. Действительно, так как первое из условий (4 301
няется независимо от т, то полный дифференциал /,ГЕ(Т) tl т
равен нулю. 1 пи т гакже
Рассматривая для простоты случай, когда t2(z, т)==0 пол
+ Л._л ’ ЛУЧИМ
дг |г=£(Т) дг дх
60
™S/„?“Xy'pXaCTe*a“a (4'39)' П0ЛУ’™ «"™
“l|_______L/«uV = 0.
Эт |,=4(T) (?ф ( дг /г=Цх)
1ри расчетах сезонного или многолетнего промерзания (оттаива-
ния; процесс, как правило, сводится к многофронтовой задаче. В этом
-случае задача Стефана записывается следующим образом. Пусть при
т—U имеет место n-фазная среда, п^2. При этом число подвижных
границ n 1. В каждой из зон (i=l, 2, п) рассматриваются урав-
при заданных граничных (на неподвижных границах) t{ (0, т)=Ф0(т),
т)=Фп(т) и начальных условиях if(z, 0)=q>i(z), g{_i(0)<z<
<li(0), где |о(т)=О, £п(т)=/, &-i(0)<&(0).
На подвижных границах раздела фаз выполняются условия
//[^(т),т] = /ж^(т),т] = 0,
X, 1 — Vm I = (— 1 )г+1 (т).
dz ' дг |г=5<(т) ' м '
В случае, если первая зона талая, то в последнем условии правая часть
<5ерется с противоположным знаком.
2. Постановка задачи о промерзании и протаивании пород
в спектре температур (с образованием зоны промерзания)
В реальных грунтах свободная влага замерзает при 0°С, а связан-
ная — в некотором диапазоне отрицательных температур согласно кри-
вой льдистости (рис. 20).
В результате образуется зона промерзания, в которой наряду с
незамерзшей при данной температуре водой имеются и кристаллы льда.
Границей раздела этой зоны с
талыми породами является нуле-
вая изотерма, т. е. подвижная
граница раздела фаз. В зоне про-
мерзания происходит непрерыв-
ное выделение тепла фазовых
переходов в количестве, пропор-
циональном тангенсу угла накло-
на кривой незамерзшей воды
(объемной) wu(t) к оси темпера-
тур и скорости охлаждения. Та-
ким образом, в зоне промерзания
имеются непрерывно распреде-
ленные источники тепла
Рис. 20. Кривые замерзания (льдистости)
типичных дисперсных пород по З А. Нер-
сесовой: а — песок (®об — И 12%); о
суглинок (®ов = 21—22%); в —глина
(шов=30-31%); 1— замерзание, 2-от-
таивание
' ' дх at ох
М. Д. Головко,
Отметим, что во
фазовых перехо-
(вывод формулы приведен в книге В. С. Лукьянова.
1957). Аналогично обстоит дело и при оттанванна.
всех грунтах-^- > 0, причем в области интенсивных
дов
dwH о
dt
Вместе с тем на границе раздела фаз, где температура всегда по-
стоянна и равна температуре начала фазовых переходов, происходят
фазовые превращения свободной воды, подобно описанному ранее в
параграфе IV-6, п. 1. Если естественная объемная влажность грунта
а'е, то количество свободной воды равно о»е—^н(О), где te»H(O) — не-
замерзшая влага при температуре промерзания (оттаивания).
Таким образом, в случае промерзания (протаивания) грунта в
спектре температур, теплофизические характеристики в обеих зонах
при переходе через границу раздела фаз также меняются скачкообраз-
но. Однако в промерзающей (протаивающей) зоне в данном случае
теплофизические характеристики существенно зависят от температуры.
В результате в случае промерзания (протаивания) грунта в спект-
ре температур задача становится существенно нелинейной в отличие
от рассматриваемого в п. 1 случая, нелинейность которого определя-
лась лишь условием на подвижной границе раздела фаз.
Для случая промерзания грунта в спектре температур математичес-
кая формулировка задачи имеет вид
с,«,) +°J(t), 0<z<J(t), (4,40)
-***—4^*-. (4,41)
На подвижной границе раздела
0К(г), Т]=О, <=1,2, Л,(0)-ЭМ--. т) I »,(<. т) I
дг k(t) dz |g(T)
(4,42)
Здесь Xi (0) — теплопроводность грунта в промерзающей зоне при тем-
пературе О С; Qo — теплота фазовых переходов свободной воды;
^н(О)]; С] (г) — объемная теплоемкость в промерзающей зо-
!рИИ3иВипЯ1ЧаЯ от температуры. Краевые условия аналогичны рассмот-
ренным в параграфе IV-6, п. 1. г
яА.,Урав'гс"ие (4’42> можно запюать более компактно, введя понятие
в^аже?Х™^
с.Ф,«)^Ц = ^ГМ0^] ;о<г<Е(т)>
где
dtx ’
В результате (4,40) и (4,41) можно объединить в одно уравнение;
C"*W Л ’ °<г</. z^J(t),
4W-{
^Эф,(/), t < 0,
С2, t > 0,
4(0 = 1
х< (0,
<<0,
<>о.
62
При этом (4,42) перепишется в виде
^0. L_W0+0)^LrQo,.
к^ротованию. 3"аК °ТН0СИТСЯ к слУ',ага промерзания, а нижний -
IV-7. КРАТКИЙ ОБЗОР ЧАСТНЫХ РЕШЕНИЙ ЗАДАЧИ СТЕФАНА
Первая попытка решения задачи теплопроводности с учетом вы-
деления теплоты фазовых переходов на подвижной границе раздела
фаз была осуществлена Ж. Ляме и П. Клапейроном еще в 1831 г. Ими
рассматривалась задача об остывании первоначально расплавленного
однородного шара при нулевой температуре на поверхности примени-
тельно к решению вопроса о затвердевании Земли. Впервые расчет глу-
бины промерзания грунта был осуществлен Л. Заальшютцом (1862),
который получил простейшую формулу в случае нулевой начальной
температуры грунта. В дальнейшем указанная формула получила из-
вестность как «формула Стефана» (см. ниже).
Огромный вклад в решение задачи, получившей в дальнейшем его
имя, внес австрийский математик И. Стефан (1889). Он доказал, что
условие на подвижной границе раздела фаз относит задачу к классу
нелинейных. Кроме того, им рассмотрена задача о тепловом взаимодей-
ствии воды и льда. Ему же приписывают строгое решение задачи с
образованием границы раздела для однородной полуограниченной сре-
ды при постоянных краевых условиях, часто называемой «классичес-
кой задачей Стефана». Отметим, что в подобной постановке задача яв-
ляется автомодельной (допускающей уменьшение числа независимых
переменных подстановкой р = гх 2), в результате чего решение нахо-
дится в явном виде. Учитывая его простоту, решение классической за-
дачи Стефана, при всей ограничительности его постановки, широко ис-
пользуется вплоть до настоящего времени при исследовании самых раз-
личных вопросов мерзлотоведения (А. В. Лыков, Г. В. Порхаев,
И. А. Золотарь, Г. М. Фельдман, В. Г. Меламед и др.).
В дальнейшем, исходя из практических нужд, интенсивное разви-
тие получили приближенные методы решения задачи Стефана. Суще-
ственную роль сыграл здесь первый метод Л. С. Лейбензона (1931)»
примененный им для решения задачи о времени остывания нефтепро-
вода. Он был использован в дальнейшем С. С. Ковнером (1933) при
расчете времени промерзания шара, И. А. Чарным (1940) к расчету
замораживания грунта вокруг скважины, а также М. М. Крыловым
(1934) и др.
Большое значение с точки зрения использования на практике имеет
формула, предложенная В. С. Лукьяновым и номографированная
М Д Головко (1957), в которой учтены теплообороты за счет тепло-
емкости в мерзлой зоне и утепление поверхности грунта с помощью
““'^'последнее время В. А. Кудрявцевым и В. Г. Меламедом был»
предложены формулы расчета глубин промерзания и теплооборотов
при периодических колебаниях температуры на поверхности грунту
Помимо этого, предложен ряд приближенных формул, не получивших
ШИРОО^ГмТя2:е на развитие вопроса о решении ==
и практических задач, связанных с промерзанием и протаиванием
грунта, оказали аналоговые вычислительные машины, из которых з
первую очередь необходимо отметить гидравлический интегратор си-
стемы В. С. Лукьянова.
В настоящее время все более широкое развитие получает разра-
ботка математически обоснованных методов решения одномерной зада-
чи Стефана в ограниченной области как для линейного, так и квази-
линейного параболического уравнения при произвольных краевых ус-
ловиях.
Точное решение задачи Стефана в общем случае впервые было
предложено Л. И. Рубинштейном (1947), причем было доказано суще-
ствование решения и единственность его. В первой работе с помощью
нелинейного преобразования координат задача сводится к системе ин-
тегро-дифференциальных уравнений для градиента температур в обе-
их фазах. В другой работе с помощью функций Грина для I и II за-
дач теплопроводности и свойств потенциала двойного слоя выводится
система интегральных уравнений, которую предлагается решать мето-
дом последовательных приближений. В связи со сложностью эти ме-
тоды не получили развития.
Строгое решение задачи Стефана, доведенное до числа с любой
наперед заданной степенью точности, было предложено В. Г. Меламе-
дом (1957) путем сведения системы уравнений частных производных
(4,23—4,25) к бесконечной системе обыкновенных дифференциальных
уравнений.
При этом доказано, что решение ее может быть получено предель-
ным переходом из решения укороченной системы и что оно единственно.
Тем самым при численном интегрировании одним из методов численно-
го анализа решение задачи Стефана может быть получено с любой сте-
пенью точности. Аналогичное рассмотрение проведено в случае второй
и смешанной краевых задач (1959, 1972). В дальнейшем указанный
метод был распространен на многофронтовой случай с учетом измене-
ния числа фронтов при образовании зон и вырождении их в точку в
связи с колебаниями температуры поверхности и дал возможность
впервые провести расчет задачи Стефана за полный цикл. Обычно рас-
чет за полный цикл включает в себя случай двухзонной среды (от на-
чала промерзания или протаивания до момента инверсии знака темпе-
ратуры на поверхности), затем двуфронтовой (появление новой зоны
с поверхности) и при слиянии обеих подвижных границ (смыкании) —
однозонной, описываемой уравнением Фурье. Возможен также случай
и большего числа зон, когда образуются «перелетки». Переход от
одного случая к другому описан в работах В. А. Кудрявцева В Г Ме-
ламеда (1960), В. Г. Меламеда (1972). Кудрявцева, в. 1. ме
Помимо этого, по предложенному В. Г. Меламедом методу легко
определяются теплообороты за цикл на различных глубинах что по
зволило выявить и численно определить так называемую «температуо-
ную сдвижку», т. е. отличие средней температуры грунта от темпера-
туры поверхности, связанное с различием теплофизических хапаете
ристик грунта в талом и мерзлом состояниях, в периодически устано
вившемся режиме. Все это позволяет количественно связать процессы
промерзания и оттаивания с радиационно-тепловым балансом поверх
ности земли и выгодно отличает данный метод от более уивеоеаль
ных и громоздких разностных алгоритмов решения соответстеуюшей
задачи, где нахождение теплопотоков путем численного диффеоенимо
вания неизбежно приводит к значительным ошибкам лффере|1ииР0’
Указанный алгоритм решения задачи Стефана „ „„к -
жуток времени легко реализуется с помощью электронных US-’
-64
тельных машин (ЭВМ), используя имеющиеся стандапти,,,
решения системы обыкновенных ДНффере,щМль„ых Vn-“ ''р0-грам>,ы
Одновременно был предложен также ряд математмее™” л
ванных разностных алгоритмов решения задачи типГсЗаЛ
„„линейного параболического уравнения (подробный Ж
методов дан в работе Рубинштейна, 1967). В последнее ?рем зХ
тельное развитие получило решение задачи тина Стефана и кваЛ
линейного параболического уравнения методом прямы, р’,,'
Важную ооль здесь сыграли работы Ф. П. Васильева, Р Д Баче^са’
в. г. Меламеда. Необходимо отметить, что в последней работе суще
етвованпе и единственность решения доказаны при слабых ограниче-
ниях па данные задачи, что крайне существенно в смысле примени-
мости решения задачи типа Стефана к исследованию разнообразных
вопросов мерзлотоведения в сложных грунтовых системах. С этой же
точки зрения широкие перспективы имеет решение автомодельной за-
дачи типа Стефана при промерзании в диапазоне отрицательных тем-
ператур, подробно изложенное в «Основах мерзлотного прогноза...»,
1974. Отметим, что в связи со сложностью численное решение с по-
мощью этих алгоритмов возможно лишь при применении ЭВМ.
Нахождение решения многомерной задачи представляет собой ог-
ромные затруднения. Достаточно указать, что до настоящего времени
не удалось доказать существования классического решения многомер-
ной задачи Стефана1. В связи с этим значительный интерес представ-
ляет работа С. Л. Каменомостской (1958), в которой доказано суще-
ствование и единственность обобщенного решения многомерной много-
фронтовой задачи Стефана.
IV-8. РЕШЕНИЕ КЛАССИЧЕСКОЙ ЗАДАЧИ СТЕФАНА
Как уже указывалось, классической задачей Стефана называют ав-
томодельный случай плавления (затвердевания) с образованием под-
вижной границы раздела зон в однородном полуограннченном стержне,
начальная температура которого постоянна.
Пусть температура на поверхности в начальный момент мгновенно
становится постоянной, отличной по знаку от начального распределе-
нии этом появляется подвижная граница раздела фаз, СК0Р0^
продвижения которой, а также температурные поля в обеих зонах под-
ЛеЖ3ТадачРаеДСГпь”ов, Самарский, 1969) сводится к решению уравнений
(4 37) при краевых условиях
1,(0, ,)=(. = const, х>0,
1,(г, 0)sl,= const, z>J(O) = O,
а также при условиях на подвижной грани не (t.l > оттанвапня t,>0,
В случае промерзания h<0, в случа
Решение задачи ищется в виде ,
t1(2,T) = A+Aerf
t,(a, Т) = А + В,СС’(^7Г)'
--------- _ .. Ev„M м 3. tex... (1970, 1971). -
। В работах Б. М. Б^дака, п
просу, содержится ошибка,
(.4.43)
5 Зак. 08
где Л,, Bh i = 1, 2 — неизвестные постоянные,
erf z = —Д- ( e~s' ds — интеграл ошибок.
г я J
Как известно, erf г является монотонно возрастающей непрерывной
функцией, причем erf0=0, erf оо=1.
Очевидно, что при таком выборе функции Л(г, т), i= 1, 2,, удовлет-
воряют уравнению Фурье. Подставляя 6(z, т), 1=1, 2, в (4,43), имеем
Л, = /„ Л,+Ва = О, (4.44>
а из первого из условий (4,39)
А, + В, erf I г(тМ = О,
\ 2а,/г /
AT-B.erff £(Т)_-'| =0.
\ 2flj /
(4,45>
Последние условия выполняются тождественно при всех т, что воз-
можно лишь при условии
Е(т)=₽1/Г, (4.46>
где р — некоторая постоянная. Условие (4,46) определяет закон дви-
жения границы раздела фаз.
Подставляя (4,46) в (4,45) и решая (4,44) и (4,45), получим вы-
ражения для А2 и Bi (1=1, 2) через ₽:
erf
Для определения р воспользуемся условием Стефана (4,36). Диф-
ференцируя Ц(г, т) по z при z=£(r) =р1/т], используя выражений',
для Bit i=l, 2 и сокращая на 1/1/т, получим
Ji __₽i
Решение этого трансцендентного уравнения и дает значение р. На-
личие единственного положительного решения у этого уравнения при
различных знаках t, и t2 следует из того, что при изменении р от 0 до
00 левая часть уравнения монотонно и непрерывно изменяется от
-i-oo до ±оо, а правая — от 0 до н-оо (верхний знак соответствует
случаю промерзания, когда Л<0, нижний — протаиванию). Нахожде-
ние р легко осуществить методом подбора.
В частном случае, когда /2=0 (в нижней зоне температура равна
температуре фазовых переходов и, следовательно, поток тепла в ней ра-
вен нулю), величина р определяется из условия Н
—Д- ——— = D, где р = —L р _ _
/я perf(p) 2а, ^U.l ‘
66
Нахождение В в чтпм
тем построения при р>0i фумц’и/'™ осуще?'гвляется графически, пу-
Ф(р)-----!____
Vn р«г!И
в зависимости от величины постоянной D.
-9. ФОРМУЛА СТЕФАНА ДЛЯ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ГЛУБИНЫ
СЕЗОННОГО И МНОГОЛЕТНЕГО ПРОМЕРЗАНИЯ
(ПРОТАИВАНИЯ) ПОРОД
Рис. 21. К выводу формулы
Стефана
В связи с тем> что численное решение трансцендентного уравнения
(4,4/) представляет некоторые трудности, для грубых ориентировоч-
ных расчетов часто применяется так называемая формула Стефана
(впервые, как указывалось выше, выведенная
Заалыпютцом).
Рассматривается, как и раньше, полуогра-
ниченная однородная среда, причем прини-
мается, что начальное распределение темпера-
тур по глубине постоянно и равно температуре
фазовых переходов (f(0)=0). В начальный
момент на поверхности мгновенно задается и
в дальнейшем поддерживается постоянная
температура t\ (рис. 21). При промерзании
f]<0 и среда в начальный момент находится
в талом состоянии, при оттаивании — нао-
борот.
В целях максимального упрощения при-
нимается, что распределение температур в
верхней зоне подчиняется прямолинейному закону. Отсюда следует, что
в любой точке ее (в том числе и на границе раздела фаз со стороны
верхней зоны) теплопоток равен М— ^у, где £(т) — глубина промерза-
ния (протаивания) в произвольный момент времени т.
Предположение, что в нижней зоне температура постоянна и рав-
на 0° С приводит к тому, что теплопоток в толще, подстилающей гра-
ницу раздела фаз, равен 0. Тогда условие Стефана (4,36) примет вид
-F —1_ — Ффь •
Знак минус относится к случаю промерзания, знак плюс — к про-
таиванию. Отсюда, интегрируя в пределах от 0 до т (при этом | изме-
няется от 0 до £(т)), получим
±М1Т = у<2ф^(т) ИЛИ £(т) = а/<
где
Иначе (4,48) можно переписать в виде »(т)
сумма тепло- и морозоградусочасов.
(4,48)
5*
Очевидно, что при практических расчетах, когда /2#=0> полученные
по формуле (4,48) результаты будут значительно завышены. Тем не ме-
нее в силу исключительной простоты формулы (4,48) на практике она
часто используется при прикидочных расчетах даже в случае пере-
менной температуры на поверхности. Для этого необходимо лишь опре-
делить по эпюре сезонных температур величину Q. Как указывают
В. С. Лукьянов и М. Д. Головко, расчеты по (4,48) можно несколько
уточнить, если имеются данные о глубине промерзания (протаивания)
за определенный год на конкретной площадке, оголенной от снежного
покрова. Тогда, если на указанный год известны fi = Qi и g=gi, ис-
пользуя (4,48), на любой другой год, когда Q = Q2. соответствующая
глубина промерзания (протаивания) на той же площадке может быть
вайдена в виде
-ь /t
JV-1O. ОПРЕДЕЛЕНИЕ ГЛУБИН СЕЗОННОГО И МНОГОЛЕТНЕГО
ПРОМЕРЗАНИЯ (ПРОТАИВАНИЯ) ПОРОД ПО МЕТОДУ
Л. С. ЛЕЙБЕНЗОНА
Идея метода, основанного на вариационных принципах, заключает-
ся в том, что распределение температур в обеих зонах задается в наи-
более простом виде, чем облегчается интегрирование задачи, но при
условии, что оно удовлетворяет краевым условиям. Затем с помощью
условия (4,36) находится закон изменения £(т).
Применительно к задаче Стефана рассматриваемый метод особен-
но эффективен. Это связано с тем, что теплообороты, идущие на фазо-
Рис. 22. К решению задачи
Стефана методом Лейбензона
вые переходы, значительно превышают не-
точности в теплооборотах, возникающих
при искажении температурного поля внутри
зон. Функции распределения температур в
обеих зонах выбираются так, чтобы условие
Стефана интегрировалось в явном виде.
Рассмотрим приближенное решение
классической задачи Стефана методом Лей-
бензона. Распределение температур в обеих
зонах (рис. 22) принимается следующим:
T) = (,(l-f).
4(z, г) = 4 erf ——J—.
Легко видеть, что функции 4(г, т), где 1=1, 2, удовлетворяют как
уравнению теплопроводности (при фиксированном т), так и соответ-
ствующим краевым условиям (4,43).
Очевидно также, что
dtj I =_А - 4
I—Е I ’ Иг Ц '
68
в результате условие Стефана в этом случае примет вид
(4.49)
3?ак с00тветствУет промерзанию, нижний - оттаиванию,
vcaom, п "Р°°СрКИ вид,|°- чт0 Решением Уравнения (4,35) при
условии §(0)=0 является
^(т) = Р/т, (4,50)
где p = const есть положительный (по физическому смыслу) корень
(45оРаТНОГ° УРаВНеННЯ’ К КОТ°РОМУ сводится (4Л9) при подстановке
T(^+1yKj=±u
В результате, учитывая знаки Ц и /2 при промерзании и протаивании,
имеем
Как и следовало ожидать, в частном случае при f2=0 получим фор-
мулу Стефана (4,48). При /2=/=0 величина р, определяемая (4,51), за-
ведомо меньше а, определяемой (4,48). Это, очевидно, согласуется с
физической картиной, так как при f2=#0 движение границы раздела
затрудняется потоком тепла (холода) из нижней зоны, зависящим от
величины t2.
IV-11. ФОРМУЛА В. С. ЛУКЬЯНОВА И М. Д. ГОЛОВКО
ДЛЯ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ГЛУБИН СЕЗОННОГО ПРОМЕРЗАНИЯ
(ПРОТАИВАНИЯ) ПОРОД
Существенным недостатком рассмотренных выше приближенных
формул является неучет теплоемкости в верхней мерзлой зоне.
В. С. Лукьянов предложил приближенную формулу, учитывающую как
указанный фактор, так и наличие произвольного утепления поверхно-
сти грунта (снежный покров и различные изоляционные покрытия).
Постановка задачи в этом случае отличается от рассмотренных выше
тем, что нижняя зона отбрасывается,
а ее влияние заменяется теплопото-
ком q на границе раздела. Теплоизо-
ляция поверхности грунта заменяется
введением термического сопротивле-
ния изоляции (без учета теплоемко-
сти).
При этом как величина q, так и
термическое сопротивление изоляции
принимаются постоянными в течение
рассматриваемого промежутка време-
ни, равными осредненным значениям
(рис. 23). Кроме того, учитывается
коэффициент теплоотдачи с поверхно-
сти, также принимаемый постоянным.
В связи с этим в расчете используется
толщина слоя грунта SM> термическое
69
сопротивление которого равно сумме термических сопротивлений слоя
изоляции и теплоотдачи с поверхности. Распределение температур в
верхней зоне принимается линейным.
Рассмотрим уравнение теплового баланса на подвижной границе
раздела фаз г=£(т) при промерзании. За время Дт от границы разде-
ла к поверхности отводится количество тепла, равное
1 S + S
За это же время к фронту промерзания из подстилающей толщи
поступит qdi тепла, а при замерзании слоя мощностью dt, освободится
тепла. Кроме того, при охлаждении промерзшего слоя освободит-
ся тепло, равное изменению его теплосодержания.
Это тепло, связанное с перемещением температурной прямой за
время di, количественно равно C\dh, где Ci — теплоемкость мерзлого
грунта; dh — площадь, заштрихованная на рис. 23.
Для определения dh необходимо из площади ABD, равной V2P1 |rfg,
вычесть площадь AEF (охлаждение изоляционного слоя). Последняя
определяется из подобия треугольников AGE и ADI, а также AGF и
ABI, отсюда
GE = Лб GF _ AG
Al DI ' AI В! ’
т. е.
G£ = _J5.ls gf=.IM£
s + s-н ’
и площадь AEF с точностью до бесконечно малых 2-го порядка равна
1 U1ISM6
2 (S + В» ‘
Таким образом,
dh = 4-1 ' I Г1------1 4
2 L (S + E)‘ J 6’
а изменение теплосодержания верхнего слоя равно
. Мтзй*
В результате уравнение теплового баланса примет вид
^ггЛ=’'1т+^+тс‘|'.1[1--^г]с
ном вид“еДНее П0СЛе разделения переменных легко интегрируется в яв-
В результате при условии 5(0) =0 имеем
т= + Е\
' 2 '' ’ + a q)~
—in _<s + £) (MKii--?s)
2*1 + • (4,52)
70
•формула С?452> С™а>'Х' КОГДа нек°торые из параметров равны нулю
т=<г*(Ащ_1п м1м—п
\ 9 11IGI — 95 9 /*
которое было предложено М. М. Крыловым.
иЯ₽мЕ£л™ кромг? т?го’ и, 9=0, то, применяя правило Лэпиталя, полу-
чаем формулу Стефана (4,48).
В связи с трудностями численного решения (4,52), представляю-
щего собой трансцендентное уравнение, М. Д. Головко разработал сет-
чатую номограмму, позволяющую легко находить решение с достаточ-
ной для практики точностью. Обычно в расчетах по формуле В. С. Лукь-
янова при назначении усредненного за период теплопотока на границе
раздела в подстилающей толще используют карту изолиний, составлен-
ную авторами на основании обработки многолетних данных по боль-
шей части территории м СССР. Более точное значение д-может быть по-
лучено в результате обработки данных расчета термического режима
грунта (в частности, на гидроинтеграторе) за период фазовых перехо-
дов. С этой целью по значениям тангенсов углов касательных к тем-
пературным кривым в нижней зоне на границе раздела строится гра-
фик 7 = <7(т), который и усредняется. В работе В. С. Лукьянова и
М. Д. Головко (1957) подробно разработана методика проведения рас-
четов по рассматриваемой формуле.
В двух случаях: 1) для однородной среды при переменных услови-
ях на границах промерзшего слоя (t, S и g#=const) и 2) при перемен-
ных по глубине теплофизических характеристиках среды, но постоян-
ных Т, S и q — предлагается приближенный метод решения задачи.
При этом соответствующие переменные параметры аппроксимируются
с помощью ступенчатой функции. Однако в этих случаях расчет значи-
тельно усложняется.
При всей ценности формулы В. С. Лукьянова и М. Д. Головко для
•инженерных расчетов существенным недостатком является неопределен-
ность при назначении средних величин теплопотока в нижней зоне и
коэффициента теплоотдачи с поверхности.
IV-12. ПРИБЛИЖЕННЫЕ ФОРМУЛЫ В. А. КУДРЯВЦЕВА
ДЛЯ ОПРЕДЕЛЕНИЯ ТЕПЛООБОРОТОВ И ГЛУБИН СЕЗОННОГО
ПРОМЕРЗАНИЯ (ПРОТАИВАНИЯ) ПОРОД
Приведенные решения задачи Стефана дают возможность осветить
•многие вопросы мерзлотоведения. Однако применение этих решении
преследует цели получения только количественных характеристик про-
цесса промерзания (протаивания), в частности изменение их глубин во
°₽еМВсе приведенные решения не вскрывают связи теплофизической сто-
роны промерзания пород с геологической и географической природой
?того явления. Поскольку в природной обстановке изменение темпер*
ТУРЫ на поверхности земли носит периодический характер, дальше
<?л VI) будет показано, что увязка этих двух сторон явления вимож-
«а только через основные классификационные
довую амплитуду температур на поверхности грунта.
температуру на подошве слоя сезонного промерзания и протаивания
состав и влажность грунта.
71
В силу этого для вскрытия общих и частных закономерностей фор-
мирования сезонного и многолетнего промерзания (протаивания) гор-
ных пород необходимо получить такую расчетную формулу, которая
позволила бы увязать глубину сезонного или многолетнего промерзания
(протаивания) пород с вышеуказанными четырьмя параметрами. Ре-
зультаты вычисления по этой формуле должны давать близкую сходи-
мость с эталонными методами расчета по точному методу В. Г. Мела-
меда.
Указанные четыре параметра входят в решение уравнения тепло-
проводности Фурье для периодических колебаний на поверхности зем-
ли. но без учета фазовых переходов воды при промерзании грунта
(4,14). Воспользуемся этим решением, добавив в него теплообороты,
связанные с фазовыми переходами воды. В этом случае теплообороты
по огибающим (Qo) будут равны
QO = QC+QW,
где Qc — теплообороты, связанные с теплоемкостью грунта; Qw — теп-
лообороты, связанные с фазовыми переходами воды в грунте при его
промерзании (протаивании).
Для слоя мощностью z
Qw =
Отсюда общие теплообороты по огибающим для слоя сезонного про-
мерзания (протаивания) мощностью В с учетом (4,21) имеют вид
<?„ = (2ДрС + <?ф)Е. (4,53)
Целесообразно записать это выражение в следующем виде:
Q0 = 2^A1C, (4,54)
где Л] — приведенная средняя амплитуда для слоя, включающая в
себя и теплоту фазовых переходов воды.
Приравнивая (4,53) и (4,54), получим
A=4p + |*-. (4,55)
Соотношение между At и Лср представлено на рис. 24.
Выражение (4,55) определяет эффективную амплитуду, включаю-
щую в себя дополнительный член Q$/2C, представляющий условное из-
менение амплитуды в связи с фазо-
выми переходами воды в слое про-
мерзания (протаивания).
Рассмотрим сначала случай
(1), когда теплофизические характе-
ристики грунта в мерзлом и талом.
состояниях равны. При этом сред-
няя годовая температура на поверх-
ности (/Ср) равна средней на подош-
ве сезоннопромерзающего (сезонно-
протаивающего) слоя. Случай (2),
когда теплофизические характери-
стики в мерзлом и талом состоя-
ниях различны, при которых сред-
няя годовая температура на поверх-
яости отличается от средней годовой температуры на подошве ело»
промерзания (протаивания) на величину так называемой «темпепяХп
ной сдвижки», будет лассмотрен ниже. uvpaiyp-
72
(4,22),
вместо
I. Случай равных теплофизических характеристик пород в тало»,
и мерзлом состояниях
Для определения величины А
но согласно рис. 24 введем
to выражение t0 -j- . Тогда имеем
А =
I в слое g воспользуемся формулой
: вместо Ао выражение Ло4-
2С
In
откуда
<?ф
_2С_
Уф
2С
с помощью (4,55) получаем
а _ 40 — | f01 _ <2ф
СР д. Оф. 2С
|П-Л+^
(4,56)
Q<b
2С
Эти формулы являются расчетными для определения Д1 и ДСр при
учете фазовых переходов воды.
Одновременно с этим необходимо указать, что согласно зависимо-
сти (4,20) теплообороты грунта по огибающим с учетом фазовых пере-
ходов для всего слоя колебания температур запишутся в следующем
виде:
«=2(л°+-^)1/
(4.57)
Теплообороты для слоя мощностью z, подстилающего слой сезонного
промерзания (протаивания) £, равны
<?, = 2|(,| д/”- <4'М>
так как в нем фазовые переходы не происходят. В результате, вычи-
тая (4,58) из (4,57), получим выражение для теплооборотов по огибаю-
щим в слое сезонного промерзания (протаивания)
= + (4 39)
Однако так как теплота льдообразования не проходит в толщу,
подстилающую слой сезонного промерзания или протаивания^го вто-
рой член уравнения (4.59) должен быть взят с некоторым коэфф;и»
том т<1 Величина этого коэффициента определяется из соотношения
5 (2АРС + т<?ф)+т«* = 5 <2 + °»1'
откуда
Но это значение т будет справедливым только в том случае, если теп-
лоты кристаллизации льда будут эквивалентны теплооборотам, идущим
за счет теплоемкости. В действительности это не так. Теплота льдооб-
разования участвует в нагревании и охлаждении почвы вышележащих
слоев и «застревает» полностью на каждой данной глубине, не прони-
кая в нижележащую толщу. В уравнении (4,59) теплообороты по оги-
бающим в слое сезонного промерзания (протаивания) состоят из двух
слагаемых. Аналогично этому глубину сезонного промерзания (про-
таивания) можно рассматривать так же, как сумму двух слагаемых
{рис. 25), в следующем виде:
2ЛсрС+(?ф
(4,61)
2OU-K.II
ЙЛерС + Сф
Рис. 25. К определению величин
и А?: 1 — огибающая температур при
промерзании на глубину £2с; 2 — оги-
бающая температур при промерзании
на глубину £
Первое слагаемое обозначим через
^2с, а второе —через Д£. Выраже-
ние ^2С представляет собой глубину
сезонного промерзания (протаива-
ния), обусловленную теплооборота-
ми при теплопередаче за счет тепло-
емкости и только частично за счет
фазовых переходов. Выражение же
Д£ всецело связано с теплотами
льдообразования. В силу этого в
слое £—Е2с теплообороты, связанные
с теплотами льдообразования, в
каждой данной точке будут участ-
вовать в нагревании (охлажде-
нии) только вышележащей толщи
и не будут проникать глубже.
В результате в среднем для всего
слоя *—^2С следует брать только
теплообороты, составляющие
Сф
2Лсрс + (?ф от общ'их теплообо-
ротов, т. е. часть связанную только с фазовыми переходами воды От-
сюда выражение (4,60) примет следующий вид:
Е I £?*) @Ф
t , (£ — £гг)<2ф , Л/"кг'
или окончательно
___________«Мсрс&с 4- Ебф__________
2ЛрС'„ + Е9ф + ~ (2ЛсрС +
(4,62)
Отсюда, подставляя (4,62) в (4,61), получим окончательное выражение
для определения глубин» сезонного промерзания или прогаиваниягоин
га в виде грун-
74
’Л-1<.1)-|Л-gg,+ _ CMgCU+W.Jgj/'
j _________________________g^pCS,, + рф; + д/~ -^~- (2Л1рс + qty
M=pC + <гф
(4.63)
Это выражение справедливо для определения как глубин сезонно-
г промерзания, так и сезонного протаивания грунтов, но только в том
-случае, если теплофизические характеристики грунтов в мерзлом и та-
лом состоянии равны.
Решая полученное квадратное уравнение (4,63) относительно | (при
этом °Дин корень — отрицательный — отбрасывается), получаем рас-
четную формулу для определения глубины сезонного промерзания (про-
таивания) для случая равенства теплофизических характеристик мерз-
лого и талого грунтов в более удобном для практического применения
виде
t = — В + /В» + 4DE
S 2D
где D = а(?ф, В = ау 4- а2а - ₽(?ф - (Да,
Е = уР + а₽а 4- уо(2ф,
где а = 2ЛсрС + <2Ф, р=2(Л,-|(,|)уЛ-^-.
у = 2ЛЛ1г, e=.V-£.
Г ПС
По полученной формуле (4,63) были произведены расчеты глуби-
ны сезонного промерзания (протаивания) при различных влажностях,
амплитудах колебания и средних годовых температурах на поверхности
грунта. При тех же условиях, для оценки точности предлагаемой фор-
мулы, величины глубин сезонного промерзания (протаивания)грунтов
'были определены на ЭВМ по методу, предложенному В. Г. Меламедом.
Очевидно, что при влажности грунта, равной нулю, рассматривае-
мая формула представляет собой точное решение (сводится к 4,18).
Поэтому целесообразно сравнивать глубины сезонного промерзания
(протаивания), полученные по формуле (4,63) с решением, принимае-
мым за эталонное лишь при значительной величине влажности грунта
(порядка ну = 20%). Кроме того, проводились расчеты в некоторых точ-
ках при промежуточных значениях влажности (ьу = 10%), а также при
крайних значениях амплитуд температур на поверхности земли: А-.4
(близкие к максимальным) и Д0=7.5° (близкие к минимальным). Сред-
негодовые температуры на поверхности грунта (о также выбирались
в широком диапазоне (от близких к амплитуде на поверхности до
близких К нулю). „еилгнтспкияо
Результаты расчетов показали, что максимальная относительная
ошибка в довольно большом диапазоне влажностей и амплитуд не пре-
вышает 5%. Как и следовало ожидать, при понижении влажно,™ рас
хождение уменьшается.
Из формулы (4,63) определяется и формула теплооборотов, прохо-
дящих через поверхность почвы за половину года, с учетом фазовых
переходов воды в грунтах при их промерзании (протаивании).
Для получения искомой формулы достаточно коэффициент 2 у пер-
вого слагаемого заменить на V 2.
В результате формула для определения теплооборотов через по-
верхность для слоя сезонного промерзания грунтов запишется в следу-
ющем виде:
(2ЛсрС^ + <?фЮ
Q = /2 (А,-|/в|) |/ -^-4--------------------------
2ЛсрСезг + + ]/ &Ач>с + Сф)
(4,64)
1/—
V лС
В талых грунтах, подстилающих слой сезонного промерзания, го-
довые -теплообороты, проходящие через поверхность (Q), согласна
(4,27) равны
<2=/2|«.| (4.65)
Суммируя (4,64) и (4,65), получим выражение для теплооборотов
в слое годовых колебаний температур с учетом фазовых переходов
воды при сезонном промерзании в следующем виде:
----------------------------------(4,66)
2ЛрСЕ„ + «ф£ + У (24рС + <?ф)
Контрольные расчеты теплооборотов по данной формуле и на ЭВМ
по методу В. Г. Меламеда дали хорошую сходимость.
2. Случай различных теплофизических характеристик пород
в талом и мерзлом состояниях
Если теплофизические характеристики мерзлого и талого грунта
различны, то при периодических колебаниях температуры на его по-
верхности в слое сезонного промерзания (протаивания) отмечается
температурная сдвижка. Природа этой сдвижки объясняется тем, что
теплообороты. связанные с фазовыми переходами воды в грунте и
частично теплообороты, идущие за счет теплоемкости при темпера’ту-
рах разного знака, протекают при различных теплофизических харак-
теристиках мерзлого и талого грунтов. Это явление может быть запи-
сано следующим образом:
Qu', ~
и согласно (4,20) и (4,27)
где Q., - теплообороты. связанные с фазовыми переходами воды в.
грунте в период его промерзания; Q., - то же в период его оттаива
ния; и - соответственно коэффициенты теплопроводности талого,
и мерзлого Грунтов.
76
rnnJ™M обРазом’ за счет фазовых переходов воды в зимнее впема
величину343 ТеПЛа буДеТ ПревЫШать nP»xo* тепла в летнее время на
AQ - Qw,— Qw, = Q^l — ). (4,67)
Теплообороты, идущие за счет теплоемкости, будут совершаться по
схеме (рис. 2b). Здесь согласно 1V-3 показано, что смена знака тепло-
оборотов происходит при — и -|-Т в точках с температурами ——
и ОчевиДно, что на приведенной схеме при разных теплопро-
водностях лм и ?.т совершается половина всех полугодовых теплооборо-
тов. На рисунке 26 ход теплооборотов при показан сплошной лини-
ей с кружочками (от температуры <1р — А через (,[Р„ до <с, + -у, где
происходит смена знака теплооборотов). Очевидно, это будет справед-
ливо только при /ср<-у-. При Л>(ср>А количество теплооборотов,
идущих за счет теплоемкости при отрицательных температурах, будет
уменьшаться от половины годовых (при /ср = ф) до нуля (при fCp=
=Д0) • В дополнение к этому следует сказать, что при наличии фазовых
переходов воды количество теплооборотов, идущих за счет теплоемко-
сти, сокращается. Это легко видеть, приравнивая выражение (4,53)
для теплооборотов, идущих через поверхность, и (4.66), откуда полу-
чаем _
(2л,рй„ + <г*й <г*у^
2»epCg,t + Q„E + |/ ^-(2Л.рС+<!й
= /2 д У
= (nAcpC + Q^l,
где п< /2.
При <2ф=0 коэффициент п равен
2, при <2ф=А0, с увеличением
влажности, значение п уменьшается.
Это связано с тем, что теплообороты,
идущие на фазовые переходы в ниж-
них слоях, проходя вышележащие
слои, участвуют в их нагревании и
таким образом сокращают теплооборо-
ты за счет теплоемкости (член пАСрС£
в (4,68)). Важно учесть, что этот про-
цесс идет только при отрицательных
температурах, Поэтому для того, что-
бы учесть теплообороты, идущие при
отрицательных температурах за счет
теплоемкости (а не в связи с фазовы-
ми переходами), необходимо из об-
щих теплооборотов вычесть теплообо-
роты, обусловленные фазовыми пере-
ходами воды, а также идущие при
(4,68)
Рис. 26. Схема годового хода тепдо-
оборотов через поверхность грунта
при различных его характеристиках
в мерзлом (Хм) м талом (It) состоя-
нии: / — в мерзлом грунте; i— в та-
лом грунте
одинаковых теплопроводностях (приход и расход при Лм или при А.т).
В виде формулы запишется это следующим образом:
<?,=<?„-ад-у n^cvc. (4,69>
где Qc — теплообороты, идущие за счет теплоемкости при различных
теплопроводностях (приход при Лм, расход при Лт или наоборот); Д’ —.
коэффициент, значение которого изменяется от 1 до 2. При /ср < ~
К=1, при Ао > /ср > -у К изменяется от 1 (при /ср = у) до 2 (при
*ср=.4о). Изменение Л' может быть принято по линейному закону.
Таким образом, за счет неравенства теплопроводностей (Лм и Лт)
расход тепла в зимнее время будет превышать приход тепла летом со-
гласно (4,69) на
ле=-4+«Ф=<?»-у/2ЛрСу:, (4-70>
или, подставив (4,68) в (4,70), окончательно получим
Д<? =
V2A, j/-^- +
(2ЛсрС;„ + вф5)<)ф]/
2^срС£гс + 4"
(4.71Х
Температурная сдвижка. Полученное в (4,71) превышение (AQ).
расхода над приходом тепла приведет к сдвижке средней годовой тем-
пературы на подошве слоя сезонного промерзания и протаивания At по-
сравнению с t0 на поверхности грунта, величина которой связана с AQ
следующим образом:
Л<2 = -у-Ппр, (4,72}
где 7 — время (год в ч), /.щ,— приведенная теплопроводность. В пер-
вом приближении Лдр может быть определена следующим образом:
X = + <о) + А-м (А) — <о)
Щ. (4,73>
Приравнивая (4,71) к (4,72) и решив полученное выражение относи-
тельно температурной сдвижки М. окончательно получим 1
<24Р«.ь + вФЕ) «ф У
2ЛрСи-+ ОфЕ + у/ (24рС+оф)
~j-'iApCEX
(4,74}
Для практических расчете» с Аоетаточаой тияостаю можно „р„,„„ь
78
Имея формулу для расчета температурной сдвижки М unv,un
подставлять /6»Г0±Д(, вместо Лср полставляте У ’° '*
, _ А.-1Ч1 <?«
" ---------2С
(V5>
А I
. , + Тс
in--------
|L| + -^
1 5 1 2С
и Хпр — вместо X.
Таким образом, общий вид формулы для расчета глубины как се-
зонного промерзания, так и сезонного протаивания при неравных теп-
лопроводностях один и тот же. Разница заключается только в конкрет-
ных значениях Д(, Лср и Хщ,.
tA Расчеты глУбин сезонного промерзания (протаивания) по формуле-
ЭВМ ПРИ ^м^=^"г пРовеРялись расчетом для аналогичных условий на
IV-13. О ПРИРОДЕ АСИММЕТРИИ ОГИБАЮЩИХ КОЛЕБАНИЯ
ТЕМПЕРАТУРЫ В ПОРОДАХ И ЕЕ УЧЕТЕ ПРИ ОПРЕДЕЛЕНИИ ГЛУБИН
СЕЗОННОГО И МНОГОЛЕТНЕГО ПРОМЕРЗАНИЯ (ОПАИВАНИЯ)
Годовые или многолетние колебания температуры на поверхности:
земли с достаточной точностью могут быть представлены в виде гармо-
нической функции. При отсутствии фазовых превращений указанные ко-
лебания в периодически установившемся режиме распространяются со-
гласно законам Фурье. При вертикальной оси колебания (без учета
геотермического градиента) отклонения от нее в обе стороны одинако-
вы и огибающие представляют собой симметричную фигуру.
При наличии сезоннопромерзающего (оттаивающего) слоя ход из-
менения температуры на его подошве с определенным приближением
может быть аппроксимирован гармонической функцией с амплитудой
(?)g ) и среднегодовой температурой грунта (fg). При равных Хт н X»
/g совпадает со среднегодовой температурой на поверхности (t0), в про-
тивном случае ft отличается на величину температурной сдвижки.
В соответствии с этим для условий периодически установившегося
режима был предложен ряд приближенных формул расчета глубин се-
зонного и многолетнего промерзания и оттаивания почвы, а также го-
довых и многолетних теплооборотов почвы, температурной сдвижки,
отепляющего влияния снежного покрова и т. д. Подобный подход к
исследованию сезонного и многолетнего промерзания оказался доста-
точно эффективным и позволил решить значительное число задач мерз-
лотного прогноза с высокой для практических целей точностью.
Вместе с тем при рассмотрении данных метеостанций по наблюде-
нию за температурным режимом почвы в ряде случаев, как известно,
отмечается существенная асимметричность огибающих температурных
кривых. В частности, при сезонном промерзании (оттаивании) почв“та
из огибающих, которая находится а области отрицательных ("“°*
тельных) температур, располагается значительно ближе к
другая огибающая (рис. 27). Наиболее резко указанная ^
проявляется при значительной влажности пород. . сими' Р
щих при промерзании (оттаивании) пород вполне закономерна, пели
ком объясняется процессами фазовых превращений воды и с достаточ-
ной точностью может учитываться при расчетах по предлагаемой в на
стоящей работе методике.
Физический смысл асимметрии огибающих температурных кривых
при наличии сезоннопромерзающего (оттаивающего) слоя при ХТ=ЛМ
хорошо иллюстрируется рис. 28. На нем изображен ход изменения
глубины сезонного промерзания (оттаивания) грунта § и температуры
на подошве слоя промерзания (оттаивания) во времени Т в годо-
Рис. 27. Асимметричность огибающих Рис. 28. Динамика глубины сезонного
температурных кривых при сезонном промерзания (оттаивания) грунта (/)
промерзании с учетом фазовых перехо- и температуры на подошве слоя сезон-
дов воды (/) и в случае «сухого» грун- ного промерзания (оттаивания) в годо-
та (2) ’ ' вом цикле (2) и при отсутствии фазо-
вых переходов воды (3)
вом цикле. На рисунке хорошо видно наличие отмеченной еще М. И. Сум-
гиным свыше 60 лет назад так называемой «нулевой завесы», связан-
ной с фазовыми переходами воды в слое промерзания (оттаивания).
Там же представлен ход изменения температуры во времени на той же
глубине для случая «сухого» грунта, когда фазовые переходы воды от-
сутствуют. В этом случае рассматриваемая термоизоплета подчиняется
гармоническому закону, огибающие симметричны относительно средне-
годовой температуры грунта и амплитуда Az на любой глубине z опре-
деляется в соответствии с (4,15) из следующего выражения:
Аг = Аое ат. (4,76)
где Ао — амплитуда колебаний температуры на поверхности почвы, °C;
а2 — коэффициент температуропроводности, м2/ч; Т — период (год), ч.
При сезонном промерзании с фазовыми переходами воды имеет
место более резкое затухание температур с глубиной, которое наиболее
ярко проявляется для ветви, захватывающей область отрицательных
температур (рис. 28). В этом случае при Zt = Xm существенно важно то,
что, несмотря на асимметрию, среднегодовая температура почвы на глу-
бине £ может быть принята _равной средней на поверхности, т. е. ti=t0
(при отсутствии температурной сдвижки), и средней температуре на
глубине подошвы слоя годовых колебаний температур, т. е. t^ = t0 — tt.n
(при малых значениях g). Действительно, под среднегодовой темпера-
SO
почвы понимается такое значение, относительно которого имеет
Aaqnnwv °ппо™ Г0Д0ВЫХ тсплооборотов ГруНТЭ. В СИЛу ТОГО, ЧТО При
фазовых превращениях воды ход температуры на подошве слоя про-
мерзания (оттаивания) не описывается гармонической функцией, tro
нельзя рассматривать как среднее арифметическое между максималь-
ной и минимальной температурами на этой глубине в течение года. По-
этому в качестве необходимо, вообще говоря, принимать среднеин-
тегральное значение по графику хода температур на этой глубине за
год с учетом нулевой завесы (рис. 28). Однако, как следует из резуль-
татов многочисленных расчетов глубин сезонного промерзания (оттаи-
вания) на аналоговых и электронных вычислительных машинах, при
Ат=Хм указанная среднеинтегральная величина практически совпадает
со среднегодовой температурой на поверхности и на подошве слоя го-
довых колебаний.
Таким образом, при расчете глубин сезонного промерзания (оттаи-
вания) с учетом асимметрии огибающих среднегодовая температура
почвы по глубине может быть принята неизменной. Именно в силу
этого обстоятельства при сезонном промерзании (оттаивании) для вет-
ви огибающих, расположенной соответственно слева (справа) от оси
колебаний, амплитуда колебаний на подошве слоя промерзания (от-
таивания) равна t0.
Для второй ветви дело обстоит несколько иначе. Оттаивание про-
мерзшего за зиму слоя сезонного промерзания начинается с момента
инверсии знака температуры на поверхности грунта в сторону положи-
тельных температур и происходит в течение лишь части «теплого» по-
лупериода. В оставшееся же время идет прогревание грунта за счет
теплоемкости. С достаточной точностью указанное изменение темпера-
туры грунта может быть описано по закону Фурье с амплитудой на по-
верхности, равной До, но с меньшим, чем год, периодом. Последний
определяется интервалом времени от момента окончания оттаивания до
достижения максимальной температуры на поверхности. В этом случае
для расчета Д& с учетом асимметрии необходимо найти величину со-
кращенного периода Тс, который может быть определен, если известно
время, необходимое на оттаивание сезоннопромерзшего слоя. Оно мо-
жет быть рассчитано по формуле потенциального сезонного промерза-
ния (оттаивания) грунта (4,63). _
Поскольку глубина сезонного промерзания (оттаивания) s явля®
ся частью глубины потенциального оттаивания (промерзания) ъ* при-
чем величина прямо пропорциональна / Г .то “
посредственно вычисляется время, необходимое для оттаивания (про
мерзания) слоя сезонного промерзания его поиш.
При оттаивании сезонномерзлого слоя. теплообороты в i его подош
Ьт^^Гсяе^
Отсюда следует, что
где А - искомая амплитуда па подошве слоя «зонного промер»»*
(оЛпаиия); а; определяется из (4.76) для тлуОнны а-5
6 Зак. 98
SI
С учетом вышесказанного окончательное выражение для амплиту-
ды Л. в области />/« (как и в области («о) может быть представлено-
в следующем виде:
Поскольку входящие в (4,77) значения | и £п номографированы
(«Основы мерзлотного прогноза...», 1974, с. 107 —112), вычисление Hg.
для конкретных условий осуществляется без труда.
Результаты расчетов /1g по предложенной методике для различных
значений -40, t0 и влажности грунта при А=2,9 кДж/(м-ч- С) и См=
=2095 кДж/(м3-°С) проверялись путем сравнения с данными, полу-
ченными на АВМ. Расхождения в величинах /1g составляют менее 1 %-
IV-14. О ГЛУБИНАХ РАСПРОСТРАНЕНИЯ ГОДОВЫХ КОЛЕБАНИЙ
ТЕМПЕРАТУР В МАССИВЕ ГОРНЫХ ПОРОД
Согласно первому закону Фурье (4,15) глубина распространения-
годовых колебаний температур в горных породах определяется двумя
факторами (4,76) — коэффициентом температуропроводности и вели-
чиной амплитуды на поверхности земли. Справедливость закона соблю-
дается для тех районов, где нет ни многолетнего, ни сезонного промер-
зания пород. При наличии процесса промерзания фазовые переходы во-
ды существенно искажают эту закономерность. В этом случае глубину
распространения годовых колебаний температур (Н) следует рассмат-
ривать как сумму: H=l+h, где h — глубина распространения годовых
колебаний температур, считая от подошвы «слоя Глубина £ опре-
деляется по формуле (4,63). Глубина h в области сезонного промерза-
ния может быть рассчитана по формуле (4,76), так как фазовые пере-
ходы воды в этом слое отсутствуют. Согласно указанному в (4,76) за-
кону глубина h будет определяться амплитудой годовых колебаний
температуры на подошве сезонномерзлого слоя (/1g) и теплофизичес-
кими характеристиками пород в слое h.
При отсутствии асимметрии температурных кривых /1g должна рав-
няться /g. В этом случае при расчете h в (4,76) вместо Ло подставляет-
ся /g и вместо Ah — 0,1° (точность измерения температур).
При наличии асимметрии температурного поля глубину распрост-
ранения годовых колебаний следует рассматривать отдельно для каж-
дой ветви огибающих (рис. 29). Для случая сезонного промерзания в
зимний период амплитуда колебаний температуры на подошве слоя с
по ветви огибающей будет равна /g (рис. 29, а). В соответствии с этим
глубина распространения колебаний температур в зимний период будет
равна Л. Для летнего периода в силу асимметрии амплитуда на подош-
ве слоя сезонного промерзания /1g будет больше /g и должна рассчи-
тываться по формуле (4,77). Полученная для летнего периода глубина
распространения годовых колебаний Л, будет существенно больше h и
очевидно что именно Л, должна учитываться при определении
В области многолетнемерзлых пород также наблюдается асиммет
рия температурного поля в слое с годовыми колебаниями температур
(рис. 29. б). Расчет глубины распространения колебаний здесь имеет
' в дальнейшем для сокращения будут употребляться
«глубина £». «слой {* — глубина, слой сезонного промерзания
следующие выражения:
(или оттаивания).
82
некоторую особенность в связи с тО>,
лающих слон летнего оттаивания nnn’u/3n В мерзлых П0Р°Дах. подсти-
чамсозшей волн и rnZn Н ’ происходит изменение количества не-
Zn ft и hTvn?’ следовательно, идут фазовые переходы воды. Глу-
и ! А«=1 I -о ПСЯ "° формуле’ а"а™гич„ой (4,63) для расчета 1
мается рапной" I П,₽Д„Нахожд':к'|и h амплитуда па подошве J прини-
ппАПРпаш-гл ' 6 •’ затРаты тепла на фазовые переходы воды в слое h
Р я в соответствии с кривой льдистости и изменением темпе-
Рис. 29. К расчету Н: а — для случая сезонного промерзания пород; б — для
случая их сезонного протаивания
ратур по глубине. Амплитуда годовых колебаний температуры в слое
h изменяется от fg на поверхности слоя h до нуля на его подошве. При
расчете h2 амплитуда на глубине < равна /Ц, которая рассчитывается
по (4,77). Фазовые переходы в этом случае определяются по изменению
количества незамерзшей воды в диапазоне температур от ^пип=*5 — -л-г
до t%- Очевидно, что за глубину распространения годовых колебаний
температур должна приниматься Я=4+^2-
IV-15. ПРИБЛИЖЕННЫЕ ФОРМУЛЫ ДЛЯ РАСЧЕТА
ТЕПЛООБОРОТОВ И ГЛУБИН ПРИ МНОГОЛЕТНЕМ
ПРОМЕРЗАНИИ ПОРОД
Многолетнее промерзание и протаивание горных пород принципи-
ально не должно отличаться от сезонного промерзания и протаивания
грунтов. Различие заключается в длительности периода колебаний тем-
ператур на поверхности земли и необходимости учета влияния геотер-
мического градиента. Однако, несмотря на отсутствие принципиаль-
ных отличий между сезонным и многолетним промерзанием (протаива-
нием), вопросы расчета глубин сезонного и многолетнего промерзания
и протаивания разработаны неодинаково.
Для расчетов глубин сезонного промерзания и протаивания грун-
тов существует значительное количество самых разнообразных фор-
мул В случае многолетнего промерзания (протаивания) горных пород
дело обстоит иначе. При стационарных температурных условиях напо-
верхности земли расчеты многолетнего промерзания (протаивания) осу-
ществляются по формуле Стефана. В случае кусочно-поспюянных тем-
пературных условий на поверхности земли в первом
жет быть использована формула Д. В. Редозубова, ( .. .
задачи о многолетнем промерзании (протаивании) при таких гравкч
ных условиях в природной обстановке применимо в очень
чаях и не дает возможности решить наиболее типичные «сто встре-
чающиеся задачи при периодических колебаниях^темпера
кости. В этих случаях решение производится либо « адавдх»
устройствах (гидроннтегратор системы Лукьянова), либо тро
S3
6»
Рис. 30. К выводу формулы глубины
многолетнего промерзания
ных цифровых вычислительных машинах методом сведения задачи Сте-,
фана к бесконечной системе дифференциальных уравнении (Iv.9)
Приближенные же формулы решения таких задач в литературе пол.
ностью отсутствуют. „ _
Используемые в настоящее время методы расчета задачи Стефа,ia
не позволяют вскрыть общие закономерности формирования многолет-
немерзлых толщ в зависимости от геолого-географических условий. дЛя
определения этим путем закономерностей влияния литологического со.
става, теплофизических характеристик, влажности, температурных ус.
ловим на поверхности, геотермиче-1
ского градиента и других факторов,
влияющих на процесс многолетнего
промерзания и протаивания, необхо-
димо проведение большого количе-
ства массовых расчетов на вычис-
лительных машинах с последующей
обработкой результатов, что требу-
ет больших затрат сил и времени.
Самым существенным недостатком
машинных методов расчета являет-
ся их малая доступность широкому
кругу исследователей. К этому сле-
дует добавить, что необходимость
расчета глубин многолетнего про-
мерзания (протаивания) часто воз-
никает в полевой обстановке при
иуииогзидь.оь ..., необходимо путем прикидочных рас-
четов определить мощность многолетнего промерзания (протаивания)
пород в зависимости от данных конкретных условий.
Все это приводит к необходимости разработки достаточно простых
приближенных формул расчета глубин многолетнего промерзания н
протаивания пород в зависимости от конкретных геологических и гео-
графических условий. Ниже приводится приближенная формула, отве-
чающая указанным выше требованиям. В основу этой формулы поло-
жена схема расчета глубин сезонного промерзания и протаивания грун-
тов, приведенная выше (IV-12, п. 1). В случае многолетнего промерза-
ния (протаивания) пород в формуле сезонного промерзания (протаи-
вания) (4,63) необходимо изменить длину периода колебаний темпе-
ратур на поверхности, а также учесть влияние геотермического гра-
диента. Изменение длины периода колебаний не приводит к изменению
вида формулы, подставляется лишь новое значение этой величины в
часах.
Учет геотермического градиента производится следующим обра-
зом. На подошве многолетнемерзлой толщи, при максимальной глуби-
не промерзания (протаивания) за период Т, амплитуда колебаний тем-
ператур должна равняться средней температуре (/6) за этот период.
Причем, как это следует из рис. 30, н
^Емн = *0 + ЯВим
производстве полевой съемки, где
(4,78)
где t0 — средняя температура за период на поверхности земли в °C;
Imh — максимальная глубина многолетнего промерзания (протаивания)
в м; g — геотермический градиент в °С/м.
Подставляя (4,78) в (4,63), получим формулу расчета глубин мно-
голетнего промерзания:
где
2 (Ио — |
2 (Ло— । /0
<2>ирСЬ,+ад<гфу К
(2ЛсрС + рф)
(4,79)
2ЛсрС 4- фф
При многолетнем промерзании (протаивании) в отличие от сезон-
ного определение величины АСр может быть значительно упрощено в
связи со спрямлением огибающих. Таким образом, с достаточной сте-
пенью точности в рассматриваемом случае можно принять
4,—(4.80)
Подставляя (4,80) в (4,79), в результате преобразований получаем
формулу расчета глубин многолетнего промерзания в более удобном
виде
f. 1 (2Лср&>с 4- а^мн) аР
См,. = w><- -i-----
(4,81)
Иср&к + а 4- р (Лср -f а)] (Лср 4- а)
где
а= -2* ;
2С
Уравнение (4,81) представляет собой уравнение 4-го порядка отноь
сительно £мн. Решение его может быть легко получено как решение
трансцендентного уравнения путем подбора величины £мв до тех пор,
пока правая и левая части (4,81) не будут равны с заданной точно-
стью.
По этой формуле были произведены расчеты глубин многолетне-
го промерзания при 7=100 000 лет для различных значений Ло, t0, Q$,
К и g. Одновременно были произведены контрольные расчеты задачи
Стефана для тех же значений указанных параметров на ЭВМ. Полу-
чены хорошие результаты.
Формула (4,79) может быть использована и для определения мно-
голетних за цикл колебаний (период Т) теплооборотов.
Аналогично (4,63) числитель этой формулы представляет собой
теплообороты по огибающим. Изменив коэффициент при первом слага-
емом 2 на )/2, получим теплообороты, идущие через поверхность зем-
ли для слоя многолетнего промерзания (протаивания):
QnE = /2(A-|f0-sE.,l)y -^- +
-./’кт
(2ЛсрС^с + Сфъмн) Сф
(4.82)
2<4срС£»с 4* Рфьын
84
85
В слое талых пород, подстилающих многолетнемерзлую толщу,
теплообороты за период Т равны
<?„,=/2( 16,+ (М3)
Суммируя (4,82) и (4,83), окончательно получим
/ .тг~ (24рСЬе + <?ф£мн)
Q^i + Q^V2A. -|/^ +----------------------------у=-------------
МгрСЕк + «♦?««+ J/ <2/|ерС + рф)
(4,84)
Формула (4,84) проверялась путем проведения параллельных рас-
четов по ней и на ЭВМ.
IV-16. ТЕПЛООБОРОТЫ В ГОРНЫХ ПОРОДАХ
И РАДИАЦИОННЫЙ БАЛАНС ЗЕМНОЙ ПОВЕРХНОСТИ
Выше теплообороты выражались теплопотокамн, проходящими че-
рез поверхность породы за полупериод нагревания или за полупериод
охлаждения в зависимости от средних температур на поверхности (/0),
амплитуд годовых температурных колебаний (4о) и других факторов
(4,66).
В научном и практическом отношениях важно иметь также соот-
ношение между эффективным излучением поверхности (£), темпера-
турным режимом почв (Г) и теплооборотами в породах (Л).
Связь между температурой поверхности и эффективным излучени-
ем выражается формулой (Будыко, 1956)
Е = озТ* (0,4 — 0,06 |/е) (1 — ел") + 4osP (Тгр - Г),
где а — постоянная Стефана—Больцмана (2,08* 10~7); s — излуча-
тельная способность поверхности по сравнению с абсолютно черным те-
лом в долях единицы (0,85—1,0); Т — абсолютная температура излу-
чающей поверхности; Тгр — абсолютная температура грунта; е — аб-
солютная влажность воздуха; п — облачность в долях единицы; с —
коэффициент изменения облачности по широте.
Пренебрегая вторым членом приведенного уравнения вследствие
его относительной малости и выражая Е из уравнения радиационно-
теплового баланса (3,33), имеем
Qn-LM-p-A
и (1— с»‘)(0,4 — 0,06/e)os '
где Т выражает температуру излучающей поверхности за некоторый
промежуток времени - сутки, декаду, полугодие, и все составляющие
радиационно-теплового баланса щ
@n=(Q + ?)(l—a), LM, р, А
определены за тот же промежуток времени. Если использовать уравне-
ние (4,85) для определения среднегодовой температуры излучающей
поверхности, то в этом случае величина теплооборотов в почве М)
за год будет равна нулю (при стационарном процессе). На этом осно-
вании можно было бы думать, что теплообороты в почве не имею?ш?
86
™ КнЛТТоВ™ —₽=^ поя» и пород. в
ния максимялкыгц. /т / гко м°жно показать путем определе-
г &ах) минимальной Tmln) температуры излучаю-
- Если принять, что среднегодовая температураи"
_ max Т 1 mjn
2 , то для определения Тср (год) необхо-
уравнения
ния максимальной (Тг
щей поверхности, х.
верхности ТсР.год =
таз^.стр,тт:е' и*
равна тому же выражению (4,85)
при условии подстановки состав- ,
ляющих теплового баланса, полу-
ченных в соответствующую дека-
ду. В этом случае декадное зна-
чение теплооборотов в породе
(Д) должно подставляться со
/5/Ш
' Z ............................... Д
знаком минус (рис. 31). При оп- -д]х
ределении /ты соответственно
А.йж *
Щ.М-Р/ Е
е^Гнш //г /цеп
Е.Аж
должны подставляться значения
составляющих баланса для мо-
мента /min, а значение А должно
приниматься со знаком плюс.
Как видно из рис. 31, в годо-
Рис. 31. Годовой ход изменения составляю-
щей радиационно-теплового баланса земной
поверхности: /—1 поглощенная радиация
за вычетом величин испарения и турбулент-
ного теплообмена; 2—2 теплообороты в
почве (А)
вом ходе изменения теплооборо-
тов наблюдается сдвижка максимального значения А относительно
Qn—LM—р на полтора месяца (1/8 периода). В соответствии с этим
при расчете Тщах и Тщщ необходимо брать величину А с коэффициен-
том
— = 0,7.
При расчете экстремальных значений Т все составляющие уравнения
(4,85), за исключением А, могут быть взяты из справочников (за
вторую декаду июля и за вторую декаду января). Величина А может
быть определена путем расчета теплооборота за полугодие по формуле
(4,66). Далее, разделив полугодовой теплооборот на 18 (число декад
в полугодии), получим среднегодовые, декадные значения теплооборо-
тов. Учитывая, что изменение теплооборотов идет по синусоиде, можно
получить максимальное декадное значение теплооборота за полугодие:
Ащах дек = ~ Ар. дек-
Беря полусумму экстремальных значений Т, получим значение
среднегодовой температуры Тср.год излучающей поверхности.
_ I f..4/ 0ш,-1Мл-Р*-0.7АГ +
С₽ ГОД 2/да (l-aft (0.4-0,06/ej
, 4/ Qn3-LAfs-P, + 0.7-O (4,86)
' |/ (I -сп’) (0,4- 0,06 /е,)
Значок «л» означает экстремальные декадные значения величин в лет-
ний а значок «з» — соответственно в зимний период.
Если правая часть уравнения (4.86) равна или меньше >73 К. то
в данном случае могут формироваться и сущеетвоиать мио
лые породы. Следовательно, термодинамическое условие оврвэомнж
87
и существования многолетнемерзлых пород выражается неравенством
I (!/' Q^-LM.-p.-чллГ , .* '. On.-7м.-р+о,7Л,„ \ <
2^ UZ (>-«>4>(M-0.W|6j И (1—етЭ (0.4 —0.06 [Ze.) )
<273,1’К.
(4,87>
Это условие справедливо при равных теплофизических характерис-
тиках грунтов в мерзлом и талом состоянии (ХМ=ХТ), а также при
постоянстве характера излучающей поверхности в течение года. При
и при наличии снежного покрова условие существования много-
летнемерзлых пород запишется в следующем виде:
Тср+Д/сн — Д^ + Д/инФ<273,1оК, о (4,88)
где Д/Сн — отепляющее влияние снежного покрова в °К; Д/х — темпе-
ратурная сдвижка в слое сезонного промерзания при АМ#=АТ в °К;
Д^ппф — отепляющее влияние инфильтрующихся: в грунт атмосферных
осадков в °К-
Приведенные выражения (4,87), (4,88) показывают, что в форми-
ровании температурного режима поверхности почв и грунтов прини-
мают участие не только составляющие радиационно-теплового балан-
са и их соотношения, но и тепловые процессы, протекающие в самих
грунтах (теплообороты, температурная сдвижка, фазовые переходы
воды при замерзании), а также и поверхностные покровы (снег). Та-
ким образом, термодинамические условия существования и образова-
ния многолетнемерзлых толщ определяются не только географически-
ми, но и геологическими и гидрогеологическими условиями.
Представляет особый интерес рассмотрение следующего частного
случая. Для отдельных районов в полупериод охлаждения количество
солнечной энергии сокращается настолько, что конвективный теплооб-
мен имеет отрицательное значение, так как температура излучающей,
поверхности ниже температуры воздуха. Поэтому затраты тепла на
испарение и турбулентный теплообмен имеют разные знаки и в от-
дельных случаях могут компенсировать друг друга. В силу этого урав-
нение (3,33) принимает вид E—Qn=R=A, где R — сумма отрица-
тельных значений радиационного баланса за полупериод охлаждения.
Для ряда метеостанций были получены средние многолетние дан-
ные по радиационному балансу поверхности, а также вычислены годо-
вые теплообороты в почвах и грунтах. Сравнение сумм отрицательных
значений радиационного баланса и теплооборотов почвы показывает,
что равенство А =Д имеет место для многих пунктов (табл. 3).
Приравнивая теплообороты в грунте из выражений (4,66) и ра-
венства А =Е, получаем расчетную формулу, связывающую отрица-
тельный радиационный баланс1 и глубину сезонного промерзания
” /иАсрс + (?ф ' (4,89>
Для общего случая, когда A = LM+p-R, глубина сезонного про-
мерзания будет определяться формулой н
LM-|-р —/" ^тс
1= —————— л
_________ /иЛсрС 4- Рф
,и 3„аЛ₽” ₽“тета’‘ СУ"Мг 0,ри““тел-и“х радиационного баланс, борото.
88
Сравнение сумм отоиттет.и, Таблица 3 ПО Дачным метео™ций“ “ бахапса » рассчитанним1?аТеЛл">1МИ го'\опыми теплооборотами, штанными по формуле (4,66)
Метеостанция Период осред- нения данных наблюдений. Отрицательный радиационный баланс £ (—/?), Отрицательный годопой тепло-
годы кДж/м’ <?гр. кДж/и*
г. Ленинград г. Москва . . ‘ 1953—1959 83 800 71230
Северо-Енисейский р-н1. г. Алдан . . . 1958—1964 107334 108940
многолетний 171 371 173047
нос. Перевоз (Бодайбинского р-на) Витим.... ' ' • • 1957—1962 138 270 180170 158 382 201 120
Исить .... многолетний 134 080 163 410
г. Якутск Г. Чита 1957-1963 167 600 134 080 175 980 165 505
1958—1959 146 650 171 790
1 Данные экспедиции геологического ф-та МГУ.
В табл. 4 приведены глубины сезонного промерзания пород, рас-
считанные по формуле (4,89) и полученные измерениями на площадке
Московской метеорологической обсерватории МГУ. Сравнение приводи-
мых данных указывает на высокую точность расчетного метода для ме-
теорологических условий средней полосы европейской части СССР.
Таким образом, связь радиационно-теплового баланса земной по-
верхности с теплооборотами в породах может быть использована так-
же и для расчета глубин сезонного промерзания и сезонного протаи-
вания пород.
В заключение следует сказать, что рассмотренная выше связь про-
цессов промерзания и протаивания горных пород и теплооборотов s
них с радиационно-тепловым балансом поверхности земли свидетель-
ствует о влиянии геологических факторов на процессы формирования
температурного режима и тепловые процессы в верхних слоях лито-
сферы. В силу этого значение указанной закономерности выходит да-
леко за пределы области мерзлотоведения и свидетельствует о необ-
ходимости учета процессов осадконакопления, денудации, неотектони-
ческих движений, а также гидрогеологических особенностей (влагообо-
рот, формирование и циркуляция подземных вод) при рассмотрении
геотермических условий литосферы и теплового развития Земли з
целом.
Помимо указанных общих выводов рассмотренные ^уравнения мо-
гут использоваться при радиационно- и водно-тепловой мелиорации
грунтов и территорий (подробнее этот вопрос рассмотрен в гл. XIII),
при реконструкции палеогеографических и палеоклиматических условий
в отдельных регионах, а также на их основе можно разрабатывать ме-
тоды радиационно-геотермической разведки территории. Возможны и
другие применения установленных соотношений.
IV-17. РЕШЕНИЕ ЗАДАЧИ О ПРОМЕРЗАНИИ И ПРОТАИВАНИИ
ПОРОД В СПЕКТРЕ ТЕМПЕРАТУР
Рассмотренная в IV-6,1 постановка залаяв Стефана, описывающая
динамику температурного поля при наличии подвя*"“ г₽‘"™д₽ X
ла фаз, справедлива лишь для грубодисперсных горных пород, где
89
Таблица 4
Сравнение глубин сезонного промерзания, вычисленных по формуле (4,89), с натурными
(данные Московской метеорологической обсерватории МГУ)
Период, год Среднегодовая температура, °C Годовая амплитуда темпе- рвтур, °C ин Кол-во тепла, идущее па фа- зовые пере- ходы воды при промерза- нии <?ф, кДж/м’ Объемная теплоемкость мерзлой поро- к/?ж/м>"С Отрицатель- ный радиаци- онный баланс за год Я, кДж/м* Теплообороты в слое годовых колеба1шП темпе- ратуры ниже по- дошвы слоя сез. промерзания за год V™ кДж/м» Глубина се- зонного про- мерзания J, м
снега аозду- на поверх- почвы t0 на подош- ве слоя сез. про- мерзания И на поверх- почвы Ло средняя для слоя сез. про- мерзания Лер ю фор- (139) блюде-
1958/59 0,34 5,1 7,5 7,1 12,8 10,4 8,8 40 141 790 3143 119 834 49023 0,40 0,38
1959/60 0,41 3,7 7,8 7,4 14,8 10,7 9,1 40 141 790 3143 105 881 51 118 0,30 0,33
1960/61 0,18 6,1 7,8 7,5 12,5 10,8 9,2 45 165 421 3352 63 101 50 280 0,06 0,08
1961/62 0,34 5,1 8,1 7,7 13,5 10,5 9,1 35 114 806 2807 111789 53 171 0,35 0,36
1962/63 0.35 3,4 7,8 7,4 19,4 15,0 11,2 45 165 421 3143 165 379 51 118 0,53 0,51
1963/64 0,22 4,9 7,9 7,5 15,2 12,2 9,8 35 114 806 2807 123 605 51788 0,47 0,54
Я3 ° ды в спектРе отрицательных температур. При
Г« U гЛЛ ’ описываемая системой (4,40)-(4,42), резко усложняет-
ся и становится существенно нелинейной в связи с зависимостью теп-
лофизических характеристик от искомой температуры.
А. 1 . Колесников (1952) в частном случае, когда вся вода в грун-
те связана, при краевых условиях типа (4,43) свел задачу к нелиней-
ному обыкновенному дифференциальному уравнению 2-го порядка. При
этом задача значительно упрощается, так как исключаются как усло-
вие (4,42), так и скачкообразное изменение характеристик среды в раз-
ных фазах. Алгоритм решения этого уравнения предложен не был.
В последнее время были сделаны попытки приближенного решения
задачи Стефана с образованием зоны промерзания (при постоянной
теплопроводности мерзлого грунта) путем аппроксимации кривой неза-
мерзшей воды отрезками прямых. При этом задача сводится к системе
•трансцендентных уравнений типа (4,47), число которых равно числу
звеньев ломаной. Легко видеть, однако, что подобный метод не может
быть использован для получения решения рассматриваемой задачи з
реальных грунтах с гладкой кривой незамерзшей воды Действи-
тельно, в связи с необходимостью дифференцирования wH(f) подобная
аппроксимация приводит к неизбежному искажению C^(t). Кроме то-
го, решение системы трансцендентных уравнений с заданной точно-
стью представляет значительные трудности и требует задания «хоро-
шего» начального приближения в окрестности решения.
Вместе с тем, как показано В. Г. Меламедом (1963), решение за-
дачи промерзания (оттаивания) однородных дисперсных пород может
быть практически без каких-либо ограничений1 эффективно определе-
но с любой наперед заданной точностью. Вводя обобщенную коорди-
натур = зт 2,система (4,40)—(4,42) сводится к предельной (в смысле
условия на оо) краевой задаче для нелинейного обыкновенного диф-
ференциального уравнения II порядка. В результате исследования е
интегральных кривых доказано существование н ^"™b"°XbS
модельного решения указанной задачи типа Стефана МЯ
ново параболического уравнения, причем движение фронта подчиняв
S™ уравнения второго Мр№ ™ро”няРпо№рх:
ния оттаивания при »евУввввврешение задачи о промерзании (про-
В настоящее время серийшж „ри произвольных кра-
таивании) пористых тел в д этим существенное значение
евых условиях затруднительно В связи сэтим^ у как оно
приобретает решение “н"™1™’ Лкономервости влияния учета кривой
позволяет определить «которые _в° TJllBaHM) и на их основе про-
корреетитровнатьпрр°<»улСьтвтпл ерр®счет°в^ клаки,ккой задачи Стеф“а-
----зове характер*™» такжа могут заааееп. о. «ма=Р*тУР»-
91
Для определения влияния кривой льдовыдсления на ход промерза-
ния (протаивания) была проведена серия расчетов при различных ус-
ловиях на поверхности t\ и начальных температурах среды Гг как с
учетом кривой льдовыделения, так и в классической постановке Стефа-
на. В последнем случае, как и обычно при расчетах по формуле Сте-
фана (4,47), принимается, что если на поверхности задается темпера-
тура /j<0, то количество теплоты фазовых переходов при любых /<0
соответствует кривой льдовыделения при температуре Л. Учет влияния
кривой льдовыделения на глубину промерзания оценивается путем
сравнения полученных в обоих рассматриваемых случаях соответству-
ющих величин параметров скорости промерзания а, которые определя-
ют положение нулевой изотермы во времени.
Проведенное исследование позволяет сделать следующие выводы.
В случае фазовых переходов в спектре температур процесс промерза-
ния идет более интенсивно, чем при обычной постановке Стефана, при-
чем максимальное расхождение имеет место при нулевой начальной
температуре среды, постепенно уменьшаясь при ее увеличении. Для
кривых льдовыделения в грунтах типа песка, где фазовые переходы
происходят в узком диапазоне температур, указанный эффект выражен
слабо и, как показывают расчеты, им можно пренебречь.
Протаивание с учетом кривой льдистости в отличие от промерза-
ния идет менее интенсивно, чем в постановке Стефана. При t2=0 рас-
хождение, очевидно, отсутствует. При понижении t2 оно растет, дости-
гая максимума при достаточно низких температурах среды, в зависи-
мости от формы кривой незамерзшей воды и скорости выхода ее на
асимптоту. Это объясняется тем, что протаивание в спектре температур
приводит к фазовым переходам во всей промерзшей зоне.
Влияние кривой льдовыделения на ход протаивания может быть
существенным даже для грунтов типа песка. Отличительным свойст-
вом протаивания в спектре температур является значительное искаже-
ние температурного поля в сторону понижения температур по сравне-
нию с задачей Стефана.
Картина еще более усложняется тем, что, как показали расчеты,
при фазовых переходах в спектре температур большое значение имеет
количество свободной воды в грунтах, то есть естественная влажность
t£je. Возрастание количества свободной воды уменьшает расхождение
в ходе промерзания и протаивания. Однако если для грубодисперсных
грунтов влияние кривой льдовыделения существенно лишь при малых
величинах свободной влаги (до 5%), то для тонкодисперсных оно ска-
зывается до 20%.
Помимо этого, существенным является и наклон кривой льдовы-
деления на участке основных фазовых переходов. Наибольшее влияние
на ход промерзания (протаивания) оказывают кривые льдистости
имеющие на указанном участке наклон, близкий к я/4
. Из вышесказанного следует, что расчеты задачи Стефана по обыч-
ной схеме могут привести к значительным ошибкам (до 30%) Чтобы
избежать этого, для конкретного грунта можно предложить метод по-
зволяющий тем не менее получить решение с помощью классической
задачи Стефана. Это достигается путем использования вместо натчо-
нои кривой фазовых переходов некоторой эффективной Последняя™
ределяется из условия интегрального квадратичного аппроксимивова
ния кривой решения данной задачи в спектре температур для пазных
граничных условий соответствующими решениями задачи Ст^)ян7 Р»
шение такой вариационной задачи легко может быть полччено и»
электронных вычислительных машинах. В дальнейшем используя най
92
^етст^ющегоТкон!!п₽КРИВуЮ льдовыдсле,"’я Для нахождения <ЭФ, соот-
изволи^сяЩпп Р ь^’ гРаничным условиям, решение задачи про-
тивные коивыРФ^УЛС (4,47)‘ Заметим> 1|то при промерзании эффек-
гЬппмя пт₽ пВЫе Фазовых переходов располагаются выше натурных
1импто™ (5и"’з2)И "е“а"ительн°’ "риче“ они быст1’№
„„т, Таким образом, при периодической смене циклов промерзания и
оттаивания расхождение между решениями задачи Стефана с образо-
ванием границы или зоны промер-
зания со временем растет. В наи-
большей степени это относится к не-
водонасыщенным тонкодисперсным
грунтам (супеси, суглинки, глины).
При значительном влагосодержа-
нии, как будет показано ниже, ми-
грация влаги к фронту промерзания,
происходящая именно в таких грун-
тах, приводит к тому, что в действи-
тельности расхождение между ука-
занными глубинами обычно практи-
чески невелико.
Простота решения автомодель-
ной задачи типа Стефана позволяет
получить также решение ряда конк-
ретных задач, имеющих важное зна-
чение для общего и инженерного
мерзлотоведения. К их числу отно-
сятся, в частности, так называемые
«контактные» задачи, возникающие
при тепловом взаимодействии сред
с различным фазовым состоянием.
Типичным примером таких задач яв-
ляется задача взаимодействия талых
и мерзлых толщ, позволяющая оценить промерзание снизу, а также
провести исследование динамики мерзлотных процессов при осадкона-
коплении или отсыпке Грунта, снегонакоплении и т. д. Характерной
особенностью указанного типа задач, существенно усложняющей их ре-
шение, является то, что число фронтов, возникающих в ходе процесса
в контактирующих областях, заранее не известно и должно определять-
ся для каждых конкретных условий.
Рис. 32. Зависимость эффективных (а) и
натурных (б) кривых льдовыделения в
диапазоне температур от 0 до —5° для
четырех типов грунтов различной дис-
персности: от песка (I) до глин (IV)
при заданных для всех грунтов значе-
ниях естественной влажности ш0=24,1%
и шн(0) = 16,6%
IV-18. КОЛИЧЕСТВЕННОЕ ИССЛЕДОВАНИЕ ПРОЦЕССОВ ТЕПЛО- И
ВЛАГООБМЕНА ПРИ ПРОМЕРЗАНИИ ДИСПЕРСНЫХ ВЛАЖНЫХ ПОРОД
Исследование процесса промерзания грунтов в рамки•
ной задачи в ряде случаев оказывается недостаточным для полного
описания указанного явления. В частности, при промерзании влаге
95
нию внутри промерзающего грунта прослойков льда различной мощно-
сти, что резко усложняет решение этой задачи по сравнению с зада-
чей Стефана. Единственно возможный путь исследования промерзания
дисперсных влажных пород заключается в совместном решении си-
стемы уравнений, описывающих тепло- и массоперенос при наличии
подвижной границы раздела фаз. При этом дополнительной трудно-
стью, существенно усложняющей решение данной задачи, является то,
что в дисперсных средах тепло- и массообменные характеристики сре-
ды являются резко изменяющимися функциями температуры и суммар-
ной влажности соответственно. В первую очередь это относится к ко-
эффициенту потенциалопроводности (диффузивности), который изме-
няется на несколько порядков при изменении влажности в пределах
от влажности раскатывания до полной влагоемкости. Аналогично об-
стоит дело с эффективной теплоемкостью, существенно зависящей or
температуры согласно кривой незамерзшей воды в области интенсив-
ных фазовых переходов. Наконец, коэффициент теплопроводности про-
мерзающей зоны непосредственно определяется формирующейся сум-
марной влажностью, величина которой заранее не известна.
Постановка задачи промерзания с учетом миграции влаги. Как по-
казано в ряде работ (например, Мартыновым, 1959), при промерзании
тонкодисперсных грунтов влага мигрирует к фронту льдовыделения в
основном в жидкой фазе. При этом получено, что перенос влаги за
счет гравитации и градиента температур, перенос тепла мигрирующей
влагой, а также интенсивность фазовых превращений при испарении и
конденсации пренебрежимо малы.
Наибольшее развитие на основе теории переноса в коллоидных
капиллярно-пористых телах получила потенциальная теория пленочно-
го и капиллярного механизмов движения влаги, развитая в основном в
трудах А. В. Лыкова, А. Ф. Чудновского и их школ. Согласно этой
теории на фронте льдовыделения (со стороны талой зоны, при темпе-
ратуре «О» +0°) образуется градиент потенциала пленочной влаги,
вызывающий миграцию.
Механизм процесса миграции влаги в промерзающей зоне, совер-
шающегося значительно медленнее, чем в талой, в настоящее время по
существу не изучен. Известно лишь, что для широкого класса грунтов
(исключая, быть может, тяжелые глины) миграция влаги в мерзлой
зоне в реальных условиях мала по сравнению с массопереносом в та-
лом грунте и происходит значительно медленнее. В то же время миг-
рация влаги в мерзлом грунте в основном приводит лишь к перерас-
пределению льдистости по разрезу, тогда как общее ее количество оп-
ределяется миграцией влаги из талой зоны к фронту промерзания.
В связи с этим ниже миграция влаги в промерзшей зоне исключается
из рассмотрения, то есть принимается, что льдообразование целиком
происходит на фронте промерзания. Кроме того, тепло- и влагообмен-
ные характеристики талого грунта принимаются не зависящими от
влажности и температуры соответственно. Наконец, при формировании
шлировои криотекстуры предполагается, что влажность минеральных
агрегатов не превышает некоторого значения w№, меньшего или равно-
го полной влагоемкости wn. При этом, как и обычно, деформация ске
лета грунта при пучении, усадка при обезвоживании, а также зависи
мость физических характеристик пород от давления не учитываются
В связи с этим пучение при формировании ледяного включения и оса л’
ка при его оттаивании определяются мощностью указанного слоя и
следовательно, максимальны. Образующийся при оттаивании шлипя по
ток влаги полностью или частично (при наличии бокового стока) по
94
ступает в талую зону, причем лишь ™ -
границе талой зоны не превышает П°Р’ П0Ка влажность на
Имеющиеся пябптм ппг.„ ает полнои влагоемкости.
процесса промерзания с колич®ственномУ исследованию
1968; Пузаюв, 1960 Фельдман i™? ™ (Редозубов- '972; Золотарь,
лущениями содержат также ояп'пЗ™ ' Наряду с вышеуказанными до-
ших оассмотпрнир нг, рЯД пРедпол°жений, значительно упрощаю-
^ости п оиес₽ ппАМрп,ФИЗИЧеСКИ совеРш?нио не оправданных В част-
но пои условии пог ерзания с миграцией влаги рассматривается толь-
ппнн^тЯУл?й J ТВа влажности на фронте промерзания состо-
М074Л что или ^ак показано в «Основах мерзлотного прогноза...->
( ), о сключает возможность исследования процесса при форми-
ровании шлировои криотекстуры. Кроме того, в цитированных работах
не учитывается пучение формирующейся зоны, в результате чего фор-
мальное применение соответствующего решения приводит к абсурду
(объемная суммарная влажность может превышать единицу).
Все это наряду с требованием постоянства коэффициентов тепло-
и влагообмена (что, как отмечалось, является крайне ограничительным
именно во влажных дисперсных породах) указывает на необходимость
крайне осторожного использования подобных упрощенных подходов к
исследованию промерзания с учетом миграции.
В связи с различным изменением размеров мерзлой и талой зон
при пучении движение их подвижных границ удобно рассматривать-
отдельно, принимая z=0 в качестве неподвижной границы и относя пу-
чение к подвижной границе мерзлой зоны. В дальнейшем координаты
подвижных границ мерзлой и талой зон будем обозначать соответст-
венно через £(т) и у(т). Очевидно, что в рамках однофронтовой задачи
рассматриваемый процесс формально включает в себя как собственно
промерзание (при этом ^/(т)^у/(т:)>0), так и оттаивание снизу
(VW^y'^X0)- Скорость пучения которое может происходить-
при промерзании, очевидно, равна Л'^г) =|'(т;)—у'(т). Аналогично
(с точностью до знака) определяется осадка при оттаивании снизу
Н. (т).
Характерным для процесса промерзания с миграцией влаги являет-
ся существенная зависимость структуры промерзшей зоны от соотноше-
ния между V(t) и у'(т). Действительно, обозначим перемещение под-
вижных границ промерзшей и талой зон за некоторый промежуток вре-
мена Дт соответственно через ДЕ и Ду, суммарную влажность, форма-
рующуюся в слое Д|, — через
Тогда при промерзании с учетом миграции влаги в течение Ат воз-
можны следующие случаи: /дь-т
текстуры^ие_33);
нием, причем в силу Ду>и имеем
тонкослоистая микрошлировая текстура, лл„пПй п. пп запол-
в) ДЕ>0, Ду=О. в этом случае Ф°р“ру™ 0"р°“°*р; этом пуче-
нявший весь отрезок Д£, причем ®д5 = 1. Очевидно, Р
ние будет максимальным (Д§ Д )• _ппгцп-,я > (1974), в слу-
Как показано в «Основах талон зоны ш краю
УГб^^о’малГ^’озтХу^^е0^^ рассматривать только так,щ
системы (открытые1 или закрытые), в которых естественная влаж-
ность превышает Wq. При этом w^w0 и, следовательно, поток мигри-
рующей влаги на фронте qi(w) достигает при w = a>o положительного
максимума. Вытекающее из теплового баланса соотношение, устанавли-
вающее связь между разностью потоков тепла на фронте q2, количест-
вом тепла, выделяемым при промораживании потока миграции xqi и
скоростью промерзания талой зоны у'(х), непосредственно зависит от
знака x<7i(x'o). При ц2>0 в силу qi(wo)>0 имеем ^2>0 (необ-
ходимое условие для промерзания). В этом случае происходит форми-
рование массивной или микрошлировой криотекстур согласно «а» и «б»,
и условие Стефана на фронте имеет вид
1, — >41 (“'») = х (ш0 — w, (0)) у’ (г).
Если же <72>0, но ц^О, то происходит образование ледяного прослоя
(«в»). При этом влажность на фронте а» переменна и изменяется в пре-
делах от wQ до wc, обеспечивая саморегулирование потока миграции
из условия qi(w) =y~lq2. Наконец, при q2<0 происходит оттаивание,
сопровождаемое усадкой при w>wM.
В результате известная система уравнений тепло- и массопереноса
в капиллярно-пористых средах (Лыков, 1972), учитывая все вышеска-
занное, сводится к сопряженной одномерной задаче типа Стефана для
системы квазилинейных параболических уравнений. Последняя описы-
вает как промерзание с миграцией влаги с учетом пучения при шли-
рообразовании, так и оттаивание с усадкой. При этом выражения для
скорости пучения и величины формирующейся на фронте в процессе
промерзания суммарной влажности w соответственно имеют вид
К (*) = y [Г (т) — кыу' (т) + | f (т) — w„y' (т) | ], w = [£' (т)]-1 / (т),
где f(T)=v7i(u’)+z//(,r)[(^o—tMO))v4-t0H(O)] — общее количество
влаги на фронте; v — коэффициент объемного расширения вода—лед.
В частности, при образовании ледяного прослоя («/'(т) =0) мощность
его, равная пучению, в интервале от ti до т2 равна v J q2(s)ds. Усадка
при оттаивании определяется выражением
л- (т) = — + м
2 1—'
Как показано в «Основах мерзлотного прогноза...» (1974), получен-
ная замкнутая система уравнений тепло- и влагообмена в промерзаю-
щих влагонасыщенных дисперсных породах отражает ряд известных
из экспериментов свойств исследуемого процесса (в частности, моно-
тонность убывания суммарной влажности и увеличения потока мигра-
ции с ростом скорости промерзания и т. д.). При этом необходимым
для существования решения рассматриваемой задачи условием являет-
ся требование неубывания коэффициента теплопроводности промерзше-
го грунта с возрастанием суммарной влажности, что практически всег-
да имеет место в дисперсных горных породах. Сопоставление резуль-
татов математического2 и лабораторного моделирования процесса про-
мерзания влагонасыщенной каолинитовой глины, проведенное
Т. Н. Жестковой, В. Г. Меламедом, А. В. Медведевым’ (1975) показа-
ола™'и»™“а ,ерез “ ГР“»"«У происходит „риток
> Алгоритм численного квтегриром|жи рассматриеаемой задачи тепло- и плтго
±:Гз.Тв Р&девНа Ж™ ПРЯМЫХ (СХеМа Р0ТЭ) Рассмот₽ен ° Р^е В*
96
до, ЧТО полученные в расчете величины льдонакопления и пучения
практически полностью совпадают с данными эксперимента.
Результаты решения задачи промерзания с миграцией влаги на ре-
альных грунтах позволили в рамках данной математической модели ко-
личественно исследовать основные закономерности формирования крио-
текстур в зависимости от конкретных геологических и географических
условий. В частности, установлена непосредственная связь между не-
однородным характером льдовыделения по глубине промерзшей зоны
и немонотонным изменением температуры поверхности, выражающим-
ся в смене периодов похолодания и потепле-
ния. При этом в ходе промерзания наибольшее
значение имеют колебания температуры в
первой половине процесса. Кроме того, пока-
зано, что широко применяемое в инженерном
мерзлотоведении допущение о линейной зави-
симости мощности пучения во времени может
быть использовано лишь в закрытых системах
и в пределах тех промежутков времени, когда
температура поверхности понижается строго
монотонно. Проведенные расчеты промерзания
сезонноталого слоя (СТС) в условиях высоко-
температурных мерзлых толщ позволили оце-
нить связь льдонакопления в пределах СТС и
ние. 33. Схематическое рас-
пределение влагосодержа-
ния в породе в случае мо-
нотонного промерзания грун-
та
пучения с условиями влагообмена на подошве
СТС. Все это открывает широкие перспективы
для решения сложнейших вопросов общего и
инженерного мерзлотоведения. В частности,
это непосредственно относится к решению
проблемы восстановления истории формирова-
ния мерзлых толщ по заданному разрезу.
Важную роль в количественном исследовании процессов тепло- и
влагообмена в промерзающих дисперсных горных породах играет авто-
модельное решение рассмотренной выше системы. Нахождение этого
решения с заданной точностью легко осуществляется с помощью ЭВМ.
Это, в частности, позволило провести количественное исследование
«чувствительности» рассматриваемого процесса по отношению к много-
численным его параметрам. При этом получено, что такие параметры,
как а/0 и И'м. экспериментальное нахождение которых с достаточной
точностью затруднительно, слабо влияют на динамику льдонакопления.
Вместе с тем коэффициент теплопроводности промерзшего грунта в за-
висимости от суммарной влажности и особенно коэффициент потенцна-
лопроводности талого грунта как функция влажности существенно вли-
яют на ход процесса. Учитывая сложность экспериментального опре-
деления указанных характеристик и вместе с тем простоту решения ав-
томодельной задачи, последнее может быть непосредственно использо-
вано при планировании соответствующих лабораторных работ.
Одновременно автомодельное решение задачи промерзания с миг-
рацией влаги позволило количественно оценить зависимость важнейшей
с точки зрения пучиноопасности пород характеристики — влажности
порога пучения ш1Ш от условий промораживания. При этом установле-
но, что с понижением температуры поверхности величина *1Ш сущест-
венно возрастает (до 10% объемной влажности). Наконец, именно на
основе автомодельного решения удалось уточнить понятие оптималь-
ной температуры сегрегационного льдообразования и количественно
оценить его. Как показано в работе В. Г. Меламеда, А. В. Медведева
97
7 Зах. 98
Рис. 34. Зависимость оптимальных зна-
чений температуры льдообразования Ф‘
и параметра мощности ледяных слоев
^(т)/1 т от естественной влажности ш0
и начальной температуры грунта То:
1, 2 — для суглинков среднего и пыле-
ватого при То=3°С; 3, 4 — для суглинка
среднего при ше=Шм=0,4
(1974), максимальная мощность ледяного прослоя Н образуется при
температуре поверхности, для которой в процессе промерзания имеет
место с2 = х^! (ы'о)- Зависимость оптимальных (с точки зрения сегрега-
ционного льдообразования) значений температуры промораживания
(ф*) и параметра мощности ледяного включения (/7(-с)/)/т) от естест-
венной влажности к'е и начальной температуры пород То представлены
-- - ।для двух реальных грунтов — суглин-
ков среднего (/) и пылеватого (2),
тепло- и воднофизические свой-
ства которых приведены в работе
В. Г. Меламеда, А. В. Медведева
(1973).
Как следует из полученных ре-
зультатов, значения Ф* и Н сущест-
венно нелинейно зависят от естест-
венной влажности, соответственно
резко убывая (возрастая) с увели-
чением последней. Вместе с тем в
часто рассматриваемом случае по-
стоянных теплофизических характе-
ристик талого грунта Ф* линейно
убывает с увеличением То. На
рис. 34 отмечен также тот факт, что
величина Н определяется только
воднофизическими свойствами пород
и не зависит от То. Существенно,
что при любых температурах про-
мораживания в интервале от начала
замерзания воды в грунте и до Ф*
имеет место также образование ле-
дяного прослоя, но меньшей, чем Н,
мощности.
Значительный интерес для об-
щего и инженерного мерзлотоведе-
ния представляет изучение динами-
ки процессов тепло- и влагообмена в промерзающих дисперсных гор-
ных породах при формировании на их поверхности слоя изоляции. Важ-
ным для мерзлотного прогноза частным случаем такой задачи является
установление связи криогенного строения промерзшей зоны и ее мощ-
ности с интенсивностью снегонакопления.
Автомодельное решение указанной задачи в предположении, что
снег однороден и мощность его в течение зимнего периода растет по
параболическому закону1, может быть легко получено на ЭЦВМ с
заданной точностью. Результаты расчета указанной задачи для упомя-
нутого выше суглинка среднего при естественной влажности ше=0 4
(шм=и?п=0,4) и температуре промораживания —10°С, представлены
на ри£35* При этом начальная температура в предзимний период рав-
на 4-3 С, время промораживания 4380 ч. Рассмотрение проводится при
различных скоростях снегонакопления из условия, что максимальная
мощность снежного покрова за указанный период достигает некоторо-
го значения I. При этом теплоемкость снега принималась по данным
Н. С. Иванова, Р. И. Гаврильева (1965), равной 209,5 кДж/(м’ 2С)
’ Как показано В. Т. Валобаеаым (1965), это допущение практически не иааяетеи
ограничительным. г " пс ивляется
f.or
0/
fl,4
пч^га’гпТЛПЛОПрОВОДНОСТИ. Хсп снежного покрова определялся ис-
„ Реднеинтегральной за сезон мощности /о путем сочетания
Ппн чтлм завнсимостей Рсп(М и Хсп(Роп), где реп — плотность снега,
р - м в качестве реп (‘о) принималась параболическая аппроксима-
ция соответствующих данных Н. С. Иванова, Р. И. Гаврильева (1965).
Зависимость XCII(pCH) задавалась по известной формуле Б. В. Проску-
рякова. В результате при изменении /0 величина Хсп в кДж/м-ч-°C оп-
ределялась из выражения
Хсн = 0,075 + 0,109 (3 + 6/0 — /§),
описывающего зависимость Хсн от I при Zs^l м.
Очевидно, что при параболическом законе изменения мощности
снежного покрова во времени имеем Zo = -у I.
Как следует из полученных результатов счета, увеличение I влия-
ет на глубину промерзания £ и величину формирующейся суммарной
влажности п существенно не-
линейным образом. Наиболь-
шее влияние на процессы теп-
ло- и влагообмена, а также j
температуру поверхности грун- i
та Zo имеет изменение скорости
снегонакопления при малых
значениях I. При этом указан-
ный диапазон значений I резко
зависит от температуры промо-
раживания, возрастая при ее
понижении.
Зависимость пучения h от
скорости снегонакопления яв-
ляется немонотонной, достигая
максимума при значении I, со-
ответствующем оптимальным
условиям льдообразования, где
рассматриваемые кривые В, h,
п, t0 как функции I имеют уг-
ловую точку. Указанное значе-
ние I является минимальным
из тех, при которых имеет мес-
то l=h, п=1, т. е. происходит fl,4
сегрегационное льдообразова-
ние на поверхности. На рис. 35
для сравнения приведены так-
же результаты расчета соот-
ветствующей задачи без учета
миграции влаги (при этом кри-
вые В и t0 являются, очевидно,
гладкими, п=^о)- Для §ас'
сматриваемых условий, как
видно на рис. 35, влагообмен
при промерзании приводит к
существенному повышению тем-
пературы поверхности и соот-
ветствующему уменьшению
глубины промерзания.
0
fl,2 "2
Ofi
0,1
1,0
Рис 35. Зависимость глубины промерзания^,
пучения h. температуры поверхности »««<££
мирующейся суммарной объемной влажности
п от мощности снежного покрова за зимнии
сезон I: / — при учете миграции влаги к фрон-
ту промерзания; 2— без учета миграции
99
IV-19. МЕТОДЫ РЕШЕНИЯ ЗАДАЧИ СТЕФАНА И ИССЛЕДОВАНИЕ
ПРОЦЕССОВ ТЕПЛО- И МАССООБМЕНА ПРИ ПРОМЕРЗАНИИ
ГОРНЫХ ПОРОД С ПОМОЩЬЮ ЭВМ
Задача о динамике промерзания во времени даже в простейшей
постановке Стефана (при ограничении кондуктивной стороной явления)
относится к классу наиболее сложных задач математической физики.
В настоящее время в явном виде решение задачи Стефана может быть
непосредственно получено лишь в автомодельном случае одномерной
задачи (для однородного полупространства при постоянных краевых
условиях и тепло- и массообменных характеристиках грунта в талом и
мерзлом состояниях и линейной зависимости кривой незамерзшей воды
от температуры). Очевидно, что практическое использование указанно-
го решения крайне ограничено.
При любых изменениях в постановке по сравнению с автомодель-
ной задачей, а также в многомерном случае может быть получено толь-
ко численное решение соответствующей задачи типа Стефана с по-
мощью электронных или аналоговых вычислительных машин (ЭВМ и
АВМ). Еще большие трудности возникают при попытке наряду с кон-
дуктивным теплообменом учесть также и влагоперенос.
Вышеуказанное непосредственно приводит к тому, что решение за-
дачи о промерзании даже в одномерной постановке в общем случае
невозможно без использования современной вычислительной техники.
Наряду с этим следует подчеркнуть, что до сих пор ряд входных па-
раметров определяется с недостаточной точностью. Учитывая, кроме
того, сложность нахождения самого решения, а также то, что для целей
прогноза и управления мерзлотным процессом обычно необходимо по-
лучение лишь оценочных результатов, разработка приближенных реше-
ний задачи о промерзании остается крайне актуальной и должна все-
мерно развиваться. Однако уже в настоящее время, в частности для
количественного исследования основных закономерностей процесса, а
также с целью апробирования и оценки точности как ранее получен-
ных, так и создаваемых приближенных решений и формул, применение
вычислительной техники в целях решения разнообразных задач типа
Стефана становится все более необходимым.
Кроме того, следует иметь в виду, что в последнее время проис-
ходит бурное развитие техники эксперимента по определению тепло- и
массообменных характеристик среды и уточнение (как правило, в сто-
рону усложнения) известных представлений о многообразных явлениях,
сопутствующих промерзанию и оттаиванию. С другой стороны, поста-
новка и решение задачи о промерзании в наиболее полном виде, не-
избежно приводящая к использованию ЭВМ, стимулирует, в свою оче-
редь, развитие экспериментальных работ. Таким образом, реализация
открывающихся при использовании ЭВ Д'! возможностей в определенном
смысле связана с планированием эксперимента и наоборот. Характер-
ным примером такого взаимодействия является математическое изуче-
ние процесса миграции влаги при промерзании, когда постановка со-
ответствующей задачи потребовала от экспериментаторов ответа на ряд
вопросов, связанных с поведением влажности на контакте талой зоны
с границей раздела и т. д. Кроме того, так как расчеты показали су-
щественную зависимость динамики процесса от величины коэффициен-
та потенциалопроводности (диффузивности), исследование промерзания
во влагонасыщенных тонкодисперсных грунтах с помощью ЭВМ приве-
ло к необходимости разработки новых методик по более точному опре-
делению указанного параметра и т. д. j н
100
применение внчиЗНое’ можно с уверенностью предсказать, что
иРодномепных “слитбльных машин при решении как многомерных, так
жайшее воемя г^и' связаиных с промерзанием (оттаиванием), вбли-
воемя знячптрпи^лИеТ практически повсеместным. Даже в настоящее
Р игпАп птельное число проектно-изыскательских организаций широ-
УЮТ Расчеты заДачи Стефана на ЭВМ и АВМ при решении
оразных вопросов. Вместе с тем расширение (как количествен-
1 , так и качественное) области применения вычислительных машин
при решении различного рода мерзлотоведческих задач выдвигает ряд
проблем, связанных с эффективностью реализации существующих ал-
горитмов численного интегрирования задачи типа Стефана на ЭВМ.
Основная трудность, возникающая при этом, заключается в получении
с помощью ЭВМ надежных результатов счета. Все это приводит к не-
обходимости анализа имеющихся численных методов решения одно- и
многомерных задач типа Стефана и предъявляет серьезные требования
с точки зрения получения и реализации тех или иных алгоритмов реше-
ния с заданной степенью точности. Дело в том, что при реализации
алгоритмов решения задачи типа Стефана на ЭВМ помимо накопления
различного рода погрешностей, возникающих на каждом шаге Интег-
рирования, результат в огромной степени зависит от устойчивости, схо-
димости, порядка аппроксимации и других качеств разностной схемы,
которые необходимо проверять во всех случаях. Как известно, при чис-
ленном интегрировании уравнений параболического типа используют-
ся как явные, так и неявные разностные схемы. Первые из них гораздо
проще и объем работы (порядка 0 (l//t2), где h — шаг по координате)
значительно меньше, чем в неявных схемах, где объем работы порядка
0 (1/Я). Однако неявные схемы при весе, не меньшем 0,5, безусловно
устойчивы и могут использоваться при любых h и шагах по времени т,
тогда как явные (вес равен нулю) устойчивы лишь прит< — /г, где
А — максимальное значение температуропроводности. В одномерном
случае явная схема условно устойчива при т<: — Л2. Необходимо иметь
в виду, что применительно к мерзлотоведческим задачам обеспечение
устойчивости в явных схемах является, как правило, затруднительным
в силу малых (относительно общего времени интегрирования) значе-
Казалось бы, поскольку формально точность решения возрастает с
уменьшением шага интегрирования, целесообразно было.бывыбирал,
их возможно меньшими. Однако с ростом числа шагов резко У*™
вается объем вычислений 1 и, следовательно. ВОЗР“™Т я в “ мзи с
ность на всем интервале интегрирования. В последнее время в связи
этим все чаще применяются так называемые экономические схемы ко-
торые сочетают в себе лучшие качества явных (малый объем работы»
" ДО -
==“х:
№ путем
I Очевидно, что в задачах <;
рых заранее не известна, в nP0“_e пешать на каждом временном слое многократно
уравнения в каждой зоне приходится р в случае -«мивий
Кроме того, в силу указанного обстоятельства слу
число итераций резко увеличивается.
101
сгущения сеток, то можно сделать неверный вывод о ее сходимости
(схема «сходится*, но не к решению исходной задачи).
Таким образом, использование ЭВМ в целях численного интегри-
рования задач типа Стефана предъявляет ряд жестких требовании как
к самим алгоритмам (с точки зрения их математического обоснова-
ния), так и к их реализации. Аналогично тому, как это принято в тео-
рии уравнений в частных производных, задачу Стефана условно можно
подразделить на линейную и квазилинейную. Отличие между ними
заключается в том, что в линейном случае коэффициенты соответствую-
щих уравнений есть функции только координат и времени (в частно-
сти, в классической постановке кусочно-постоянны), тогда как в ква-
зилинейной задаче они зависят и от искомых функций. Характерным
примером квазилинейной задачи является промерзание тонкодисперс-
ных грунтов, где в мерзлой зоне вместо аддитивной теплоемкости не-
обходимо рассматривать эффективную теплоемкость, изменяющуюся
более чем на порядок в области основных фазовых переходов. Необхо-
димо иметь в виду, что даже в линейном случае задача Стефана яв-
ляется принципиально нелинейной в силу наличия подвижной грани-
цы раздела фаз. Это обстоятельство крайне усложняет исследование
частных и общих закономерностей процессов, связанных с промерзани-
ем и оттаиванием, поскольку при любых изменениях краевых условий
приводит к необходимости проведения повторных расчетов. В частно-
сти, нелинейность задачи Стефана даже в классической постановке ис-
ключает возможность применения к ней принципа суперпозиции реше-
ний и т. д. Еще в большей степени это относится к квазилинейной за-
даче, где в процессе решения необходимо использовать метод итераций.
В настоящее время наиболее разработаны и обоснованы алгорит-
мы решения тепло- и массообмена при промерзании в одномерном слу-
чае. Сравнительная классификация методов численного решения одно-
мерной задачи типа Стефана следующая. Одним из наиболее эффектив-
ных и просто реализуемых алгоритмов решения «линейной» задачи
Стефана является метод сведения ее к системе обыкновенных диффе-
ренциальных уравнений. К числу его достоинств, помимо простоты реа-
лизации, относится то, что этот метод позволяет с заданной точностью
находить решение многофронтовой задачи с изменяющимся числом зон
в случае первой, второй и смешанной (при учете геотермического теп-
ла) краевых задач как в годовом, так и многолетнем циклах. С вы-
числительной точки зрения существенным преимуществом этого мето-
да является то, что определение скорости продвижения границы разде-
ла фаз, которая является основной характеристикой процесса, в отли-
чие от любых разностных методов производится без крайне прибли-
женного численного дифференцирования в угловой точке.
Кроме того, указанный метод позволяет с заданной точностью на-
ходить градиенты тепла в любой точке области (включая поверхность).
Это обстоятельство приводит к возможности вычисления теплооборотов
в любом сечении в течение произвольного промежутка времени, что
позволяет непосредственно связать температурное поле в грунте с ра-
диационно-тепловым балансом земной поверхности. р
В случае однофронтовой квазилинейной задачи, если процесс про-
мерзания рассматривается в пределах того интервала времени когда
подвижная граница движется монотонно, наиболее удобным является
разностный метод «ловли фронта в узел сетки» (Васильев 1967) Идея
его заключается в нахождении с помощью итераций того’отрезка вое
мени, в течение которого граница раздела попадает из одного коорди-
натного узла сетки в другой. В случае многофронтовой квазилинейной
102
разно иснользова-п. 'мс™'.*’"''* гракиц остается неизменным, целесооб-
ленский 19651 П™ ““"рямле""я Фронтов (Будак, Васильев, Ус-
ге ио ввемеш ° Результате прообразована,! на каждом ша-
ге по времени соответствующие зоны приводятся к отрезку (О П пои-
Чк:!от^аЕселН„"Я,ЛС"Л0ПР0В',Д,ЮС™ а существенно услож-
вяние или игимиА процессе промерзания может происходить образо-
вание или исчезновение (вырождение в точку) фазГ решение квазили-
миаНкпчА^аЧП ТИПа £теФана м°жет быть найдено методом сглажива-
ния коэффициентов (Будак и др., 1965). При этом фазовые переходы,
происходящие на границе раздела, «размазываются» на некотором ин-
тервале температур с центром в критической точке.
Наконец, последняя задача, а также различного рода сопряжен-
ные задачи Стефана, могут быть решены методом прямых (схема Ро-
тэ). В этом случае разностным отношением заменяется лишь производ-
ная по времени и на каждом временном слое процесс описывается си-
стемой нелинейных обыкновенных дифференциальных уравнений. Сле-
дует подчеркнуть, что именно последний метод позволил получить чис-
ленное решение задач промерзания влагонасыщенных тонкодисперсных
пород с учетом пучения и образования ледяных прослоев, а также от-
таивания грубодисперсных пород с учетом прерывистого характера ин-
фильтрующихся летних осадков («Основы мерзлотного прогноза...»,
1974). Необходимо иметь в виду, что во всех перечисленных разност-
ных методах используется неявная схема, обеспечивающая устойчи-
вость, решения практически независимо от шага по времени, причем чис-
ленное решение краевых задач для уравнения теплопроводности осу-
ществляется с помощью прогонок с итерациями. Указанные алгоритмы
дают возможность находить решение при любых нелинейностях в ко-
эффициентах уравнений и любых типах граничных условий.
Значительно хуже обстоит дело с многомерными задачами. По су-
ществу единственным достаточно обоснованным алгоритмом решения
многомерных задач типа Стефана с изменением числа фронтов в пред-
положении существования достаточно гладкого решения является метод
сглаживания коэффициентов. При этом решение соответствующих урав-
нений теплопроводности в мерзлой и талой зонах осуществляется по
методу Писмэна—Рэкфорда или по экономичной локально-одномерной
-схеме Самарского с итерациями. . „„„„„ ппп„
Однако как программирование, так и в особенной степени "р°
дение счета многомерных задач представляет значительные трумостн,
связанные в первую очередь с отсутствием регулярного алгоритма вы
вора“ТаметровТлажи’вания. Достаточно сказать, что
~£ = =^=Ж=^е
2 Таким образом0™ настоящее “Р'МЯВ’;\СЛ™Х ’трубка. В'связи
ГэтиРмТпослХ°ТрРе«\^^су^^
подхода к решению “ного‘,ерН“ метод),
похожими на методы баланса и1 ппименяемым при исследова-
Идея подобных методов навея”а Р методом гидравлических анало-
НИН задач с фазовым,, иреаращ“ “ “™д°см ^ьянова (ИГЛ) яв-
гнй. Гидравлический интсгратюрении вычислительным уст-
ляется наиболее извест''““ “сЁледовано значительное число разно-
ройством. с помощью которо .анием и оттаиванием. Необходимо
„одч^ХГ^ГХие от Данных балансовых методов на ЭВМ,
решение, получаемое гидромоделированием, заведомо устойчиво, и
единственная сложность здесь, помимо трудоемкого набора модели, со-
стоит в оценке точности такого решения.
Огромное значение для количественного исследования основных
закономерностей сложных геокриологических явлений играют автомо-
дельные решения соответствующих задач. Существенно, что нахожде-
ние их осуществляется с любой наперед заданной точностью и значи-
тельно проще, чем в общем случае. Поэтому помимо оценки точности
различных разностных алгоритмов автомодельные решения позволяют
исследовать роль каждого из многочисленных параметров задач тепло-
н массообмена в промерзающих (оттаивающих) породах. В наиболее
сложных квазилинейных случаях, когда коэффициенты тепло- и вла-
гообмена зависят от искомых температуры и влажности, автомодель-
ная задача сводится к краевой задаче для системы обыкновенных не-
линейных дифференциальных уравнений, решение которой на ЭВМ осу-
ществляется стандартным образом. В линейном же случае задача типа
Стефана сводится к одному или (при тепловом контакте) системе
трансцендентных уравнений, решение которых на ЭВМ не представля-
ет труда.
Разумеется, все вышесказанное, связанное с рассмотрением чис-
ленной реализации алгоритмов решения задачи типа Стефана на ЭВМ,
не снимает необходимости анализа постановки задачи с точки зрения
достаточно полного описания рассматриваемого явления. Если же все
условия, обеспечивающие получение на ЭВМ надежных результатов
счета, выполнены, то с помощью ЭВМ легко могут быть произведены
серийные расчеты задач типа Стефана при изменении входных пара-
метров и краевых условий в широком диапазоне. В конечном счете
использование ЭВМ дает возможность на базе полученных апробиро-
ванных опорных данных выявить общие закономерности формирования
и развития процессов промерзания и оттаивания горных пород в зави-
симости от различных элементов геологической и географической среды
и условий промерзания и как следствие этого подойти к решению воп-
роса об оптимизации в прогнозировании и управлении мерзлотными
процессами.
Таким образом, использование ЭВМ в мерзлотоведении представ-
ляется как одно из звеньев общих комплексных мерзлотных исследо-
ваний, включающих в себя полевые съемочные работы, стационарные
исследования на опытных площадках и станциях, натурное и математи-
ческое моделирование и лабораторные работы по определению состава
и свойств пород, а также данные по разработке упрощенных' методов
(приближенных формул, номограмм), необходимых при производстве
мерзлотной съемки в полевых условиях.
Глава V
ПРОЦЕССЫ В ®рДИК0'ХИ/ЛИЧЕСКИЕ и механические
амерзающих, мерзлых и оттаивающих
грунтах
СОСТОЯНИЕ ПРОБЛЕМЫ, ВАЖНЕЙШИЕ ЗАДАЧИ
Создание совокупности достаточно полных и непротиворечивых фи-
зических и механических представлений о процессах, протекающих во
влажных дисперсных грунтах при изменении температур, давлений и
других параметров, является очень сложной и далеко еще нерешенной
проблемой.
По физике, физико-химии и механике влажных дисперсных систем
во всех странах работают сотни лабораторий и институтов и тысячи на-
учных работников. Литература по этим вопросам трудно обозрима и
содержит тысячи статей и монографий. Физика, физико-химия и меха-
ника талых и мерзлых грунтов рассматривается на международных и
национальных конференциях и все же многие важные теоретические
вопросы и экспериментальные результаты остаются дискуссионными.
Причинами такого состояния физики и физико-химии дисперсных
влажных систем являются следующие обстоятельства.
1. Дисперсные влажные системы (грунты) настолько сложны по
составу, строению и взаимодействию их компонентов и фаз, что не все
компоненты и фазы достаточно изучены и учитываются.
2. Хорошо известны структуры твердых кристаллических тел: мине-
рального скелета и льда.
3. Нет достаточно разработанной физической теории жидкого со-
стояния и структурных изменений свободной и, как следствие, связан-
ной воды при ее фазовых переходах. Поэтому нет и достаточно ясных
общепринятых представлений о структурных изменениях воды при ее
связывании поверхностями и ионами.
4 Предложено много дискуссионных моделей структуры воды, ав-
торы которых пытаются объяснить их изменениями фазовые переходы
воды и изменения ее свойств при связывании. птНпте-
5. Модели разных авторов существенно различаются по их отаош
нию к характеру трансляционного движения молекул Н2О во льду
ВОДеа)К₽мод“ь"поРплае₽надМрУS^Xpoft не признаются разрывы сия-
зей и трансляционные скачки молекул, а структурные и “Р6'
ХОДЫб)СШЯруКк“у3р™не "Р—№
Рг^Р^евя^й^т^нсляционное движение как от дельаых^молекул^Н^О.
образуют («клатратную.). квазкио-
лимерную структуру.
105
6. Следствием разногласий по структуре свободной и связанной
воды являются различия в понимании механизма связывания и истол-
ковании опытных данных.
7. По-видимому, большинство авторов согласны с многофазностыо
связанной воды и анизотропностью ее отдельных фаз, которые и отра-
жаются изменениями ее физических свойств в некоторых диапазонах
как при переходе от одной фазы к другой, так и внутри самих фаз.
8. Теория отстает от нарастающего потока экспериментальных ре-
зультатов, часто не укладывающихся в рамки существующих физичес-
ких представлений. Поэтому можно думать, что в последних пропус-
каются некоторые факторы и взаимодействия.
9. Не учитываются очень сильные различия в дальности взаимо-
действия воды с активными поверхностями и ионами в зависимости от
фазового состояния воды, т. е. от ее структуры. Между тем эти разли-
чия указывают на дальнодействие «поверхностных» сил и на необхо-
димость принимать во внимание структуры свободной и связанной
воды.
Вода является наиболее динамичным и поэтому важнейшим ком-
понентом дисперсных влажных грунтов, влияющим на все их свойства.
Поэтому главной предварительной задачей физики и физико-химии
мерзлых грунтов является совместное и последовательное рассмотрение
структур, фазовых переходов и свойств свободной и связанной воды.
Решение этой задачи дает ключ к пониманию физических и механиче-
ских процессов, происходящих в дисперсных влажных грунтах при из-
менении их состояния.
V-2. ВОДА В ТАЛЫХ И МЕРЗЛЫХ ПОРОДАХ.
ПУТИ И ОСОБЕННОСТИ ИЗУЧЕНИЯ ЕЕ СТРУКТУРЫ,
ФАЗОВЫХ ПЕРЕХОДОВ И СВОЙСТВ
При исследованиях структур, фазовых переходов и свойств свобод-
ной и связанной воды необходимо иметь в виду некоторую условность
понятия «свободная вода». Все природные воды являются по существу
растворами, т. е. состоят из молекул воды, более или менее связанных
растворенными ионами. В дисперсных породах к этому связыванию во-
ды ионами добавляется еще и взаимодействие последней с активными
поверхностями частиц минерального скелета. Тем не менее понятие
«свободная вода» необходимо для представления о структуре, „фазовых
переходах и свойствах «объемной», «пресной», «чистой» воды, ненару-
шенных посторонними воздействиями. Структура, фазовые переходы и
свойства свободной (объемной) воды служат как бы эталонами для
сравнения с ними всех модификаций структур фазовых переходов и
свойств связанной воды.
Поэтому одной из важнейших задач при решении вопроса о струк-
турах и фазовых переходах связанной воды является вывод модели
структуры свободной воды. Эта модель должна объяснять со струк-
турной и молекулярно-кинетической точек зрения фазовые переходы п
изменения основных свойств свободной воды, а также служить основой
для объяснения структуры фазовых переходов и свойств связанной во-
ды в дисперсных породах. Удовлетворительная модель структуры сво-
бодной воды должна также объяснять со структурной и молекулярно-
кинетнческои точки зрения разницу между твердым, жидким и паро-
образным состоянием воды. Модель структуры воды должна также с
единой структурной точки зрения объяснять все экспериментальные
результаты и процессы, связанные с изменением структур и с фазовы
106
ми переходами. При построении мпп»
целесообразно руководствовать™^ СТРУКТУРЫ воды естественно и
1. Нужно принять во внимание молЮв1?"МИ ™бРаже«"»“"-
то, как 113 нее получается стоек™, структуры молекулы Н,0 н
происходит со структурой П1 по льда- Затем нужно выяснить, что
низких значений до темпсоат\-пыРп повышении температуры от очень
устойчивости и равновесия )Р плавления, анализируя условия его
туры2 льда'к ХзвестногГстр^^ наученной струи-
льда, принимая во внимание и стп,к™™В„л воды при г,лам™Ш|
-щиеся опытные данные. стРУктурно объясняя по пути все имею-
чивосттг^ГравновееияУ гУ»В0ДЫ’ следУет рассмотреть ее условия устой-
кой точек зления д м°лекулярно-кинетической и термодинамичес-
Р труктурно объяснить ее замерзание и кипение.
V-3. СТРОЕНИЕ МОЛЕКУЛЫ ВОДЫ (Н2О)
Структуры льда и воды обусловлены строением молекулы Н2О.
Строение последней, а также молекул D2O и HDO исследовалось мно-
гими авторами. В молекуле Н2О ядра Н и О образуют равнобедренный *
треугольник с двумя про'Тойами Н в основании и ядром О в вершине
(рис. 36). В молекуле водяного па-
ра расстояния О—Н и Н—Н соот-
ветственно равны 0,96 и 1,54 А и
угол НОН приблизительно равен
тетраэдрическому углу 105°3'. Из
десяти электронов, окружающих
ядра в молекуле воды, два движут-
ся вблизи ядра О. Состояние осталь-
ных ВОСЬМИ электронов МОЖНО ОПИ- Рис. 36. Модель молекулы воды Н2О
сать как движение попарно по четы-
рем вытянутым эллиптическим орбитам. Оси двух из них вытянуты
вдоль связей О—Н, а оси двух других лежат в плоскости, перпендику-
лярной плоскости НОН и проходящей через ядро О. Оси этих четырех
орбит направлены к вершинам тетраэдра с центром в центре молекулы
воды.
С протонами, находящимися внутри двух орбит, связаны два по-
люса положительных зарядов в периферической части молекулы, Злек-
троны, движущиеся по двум другим орбитам, образуют уединенные
пары, играющие существенную роль во взаимодействии молекул вод .
С последними связаны два полюса отрицательных зарядов (Mulliken,
1933; Lenna“-Jones, Popple, 1950). Бьеррум (1951) определял что №
ЛЮСЫ электрических зарядов в углах тетраэдра обстоят от ядра О н*
0 99 А, заряды в полюсах равны ±0,171 е, где е зар д п₽0.ви.
Пп чтпй модели молекула Н2О является квадруполем. Она, по вн
льда и воды.
V-4 ТЕПЛОВОЕ ДВИЖЕНИЕ МОЛЕКУЛ Н,О И ПРЕДСТАВЛЕНИЯ
О СТРУКТУРЕ ЛЬДА И ВОДЫ
Процессы и характер
и воды существенно зависят от воздействий или термо-
взаимодействия и от различных энергетика
107
динамических условии. В частности, в талых и мерзлых породах моле-
кулы воды, взаимодействуя между собой, находятся в зависимости от
температуры в более или менее интенсивном тепловом движении. При
этом на них действуют активные поверхности, растворенные ионы, дав-
ления, разности электрических потенциалов и другие факторы. Комп-
лексное воздействие всех этих факторов обусловливает те или иные ус-
тойчивые и равновесные структурные особенности льда и воды при
данных термодинамических условиях.
Характер структуры воды и льда особенно тесно связан с интен-
сивностью теплового движения составляющих их молекул.
По современным представлениям тепловое движение молекул (ато-
мов) в кристаллах и жидкостях состоит из их колебательных и вра-
щательных движений относительно некоторых временных центров рав-
новесия и из частых перемещений из одного положения равновесия в
другое. Эти скачкообразные перемещения соответствуют самодиффузин
частиц и называются «трансляционным движением» (Френкель, 1945).
Среднее время т колебаний молекулы около одного центра равно-
весия выражается соотношением
T = T.e7F <5-*>
где то — некоторый коэффициент; е — основание натуральных лога-
рифмов; Е — величина потенциального барьера, разделяющего времен-
ные положения равновесия; Е — газовая постоянная; Т — абсолютная
температура.
Число скачков молекул в секунду или их частота (/) выражается
формулой
/ = /»е (5'2)
где /о — некоторый коэффициент, а остальные обозначения, как в
формуле (5,1).
Расчеты по формулам (5,2) и (5,1) показывают, что каждая моле-
кула совершает в секунду около 6-Ю8 скачков. Скачки отделены друг
от друга промежутками времени пребывания молекулы в положении
равновесия и за этот промежуток молекула успевает совершить около
103 колебаний, т. е. период одного колебания т«10~12 с.
Структура кристаллов определяется пространственным расположе-
нием центров равновесия составляющих их молекул (атомов), а транс-
ляционное движение приводит к двум противоположным процессам:
а) к образованию пустых узлов структуры — «вакансий» или «дырок»
вследствие ухода из них транслирующих молекул и б) к замещению
вакансий другими транслирующими молекулами.
Следует заметить, что приведенное выше описание трансляционно-
го движения молекул относится преимущественно к структуре льда.
В структуре воды трансляционное движение частиц, по-видимому ус-
ложняется. J ’ 3
Так как структура воды не известна достоверно, в настоящее вре-
мя, рассматривая различия структур льда и воды, обычно говорят что
структура льда обладает и ближней и дальней упорядоченностью а
CTnVKTVna ПППЫ ТППГ.ИЛ «ГППижиой irnnno ________ Г-. ’
—-.-.«.и «упо-
рядоченностью» называют закономерное расположение молекул (ато-
мов) в поостоанстве. подобное их пягпплпжаии.» __________3
мя, рассматривая различия структур льда и воды, обычно говорят что-
структура льда обладает и ближней и дзльнги ---------..... 1 ’
структура воды только «ближней упорядоченностью»Гпри”этом
раППИРИНОГТЫЛ» НЯЯЫЙЯШТ ЯЯИПНПЧОпила ______ 1
мов) в пространстве, подобное их расположению в структуре
стаяла. ?3
Количественные различия в упорядоченности расположения моле-
кул НгО во льду и в воде описываются построением и сравнением так
108
ip гр, зр чр sp
,называемых «кривых радиал!
I (рис. 37) вычисляются ио экспеоимАи^Пределения* атомов- Последние
костью рентгеновских лучей и Р ентальным кривым рассеяния жид- 1
абсцисс откладываются расстояния СЯ, .следУющим образом. По оси
I молекулы, а по оси ординат __ п Г Д от произвольно выбранной I
функция радиального распределен^'Ч“"Ы 4лг*Р(гЬ где P(r) ~ такая
ченнои кривой, равный 4лЛ(гыг ° элемент площади под полу-
I щихся на расстояниях от г > ’,дает сРеДнее число атомов, находя-
бранного атома. При беспорядочном1р’“‘
нредсленни атомов крива,,' ра-и.° ь,ю,о
распределен,,,, д„л,кна б,.,ла быть „а "бо
ло„ 4лг-р„, где р„ - сред,,,,,, „лотность ж„°.
Кост,,. На самом деле такие кривые для
жидкости проходят через ряд максиму* в
„минимумов и Только посте,,кино проб мжа-
ются к параболе. Максимумы на кривых
распределения указывают на наличие в
жидкостях предпочтительных междуатом-
ных расстоянии, а их последовательность
.соответствует последовательности наиболее
вероятных или равновесных координацион-
ных сфер, определяющих характер ближней
упорядоченности расположения атомов в
пространстве. Ближняя упорядоченность в
жидкостях приводит к представлениям о
существовании в них некоторой, характер-
ной для данной жидкости, исходной решет-
ки, размываемой тепловым движением
частиц.
Бернал (1933) указывает, что структуру жидкости характеризуют
три рода переменных: радиусы координационных сфер, числа атомов
в этих сферах и размытость сфер. На рис. 37 приведена кривая ра-
диального распределения молекул Н2О (кривая Л) при 1,5°С.
Участок кривой от ее начала до первого минимума определяет не-
которую область, окружающую выбранную молекулу жидкости, кото-
рую можно назвать областью ближней координации.
Среднее число молекул, находящихся в этой области ближней ко-
ординации, называется координационным числом молекулы (атома) в
жидкости.
Координационное число определяется площадью под первым мак-
симумом кривой радиального распределения (рис. 37).
Сравнение этих площадей для воды и льда показывает изменение
координационного числа при плавлении. Как правило, при плавлении
координационные числа уменьшаются. Исключение составляют лед.
Ga Bi Ge. Увеличение координационного числа при переходе льда в
воду объясняет увеличение плотности воды по сравнению со льдом.
V-5 ОПРЕДЕЛЕННОСТЬ СТРУКТУРЫ ЛЬДА И НЕОПРЕДЕЛЕННОСТЬ
СТРУКТУРЫ ВОДЫ. О МОДЕЛЯХ СТРУКТУРЫ ВОДЫ
CTDVKTVDa льда и воды обусловлена образованием водородных свя-
м!ж« их молекулами. Последние имеют тетраэдрическую форму
поэтому а ближайшем их окружении другие '
109
6,0 .7,0
М
Рис. 37. Сравнение радиально-
го распределения молекул в
воде при 1,5° (кривая 4) с
распределением во льду (кри-
вая В). Кривая С представ-
ляет разность между А и В
или избыток плотности в воде
по сравнению со льдом
ном (1921), Брэггом (1922) и Барнесом (1929), показали, что лед кри-
сталлизуется в гексагональной сингонии, причем молекулы Н2О распо-
лагаются, как показано на рис. 39.
Координационное число в структуре льда равно четырем. Расстоя-
ние между центрами ближайших молекул составляет 2,76 А.
В структуре льда выяснено расположение атомов кислорода, а
распределение протонов сложнее и недостаточно исследовано. Установ-
лено, что лед построен из дискретных молекул воды, причем протоны
находятся на линиях О—О на рас-
стоянии 0,99 А от одного ядра кисло-
рода и на 1,70 А — от другого. Меж-
ду соседними атомами кислорода рас-
положен только один протон.
Структура льда очень ажурна и
в ней имеются пустоты, превышающие
размеры молекул. Вокруг каждой мо-
Рис. 38. Ближайшее окружение мо-
лекулы в структуре льда
Рис. 39. Модель структу-
ры льда: а — вид сбоку;
б — вид сверху
лекулы расположены шесть центров пустот на расстоянии 3,47 А, а са-
ми пустоты образуют каналы, видимые на рис. 39. Каналы эти окруже-
ны кольцами из шести молекул Н2О. Молекулы располагаются пооче-
редно по обе стороны от плоскости, проходящей через центр симметрии
кольца и перпендикулярной оси канала, на расстояниях 0,46 А от этой
плоскости.
Описанная выше структура льда не вызывает возражений. Поэто-
му можно считать, что существует одна общепринятая в основном мо-
дель структуры льда, которая разрабатывается далее в деталях.
Со структурой воды дело обстоит иначе. Предложено несколько де-
сятков моделей ее структуры. Краткое описание и классификация не-
которых моделей приведены в работах Самойлова (1957)- Эйзенбеога
и Кауцмана (1975).
Относительно всех предложенных моделей структуры воды и со-
стояния этой проблемы можно высказать следующие замечания и вы-
воды.
1. Все модели являются приближенными и выведены при исполь
зовании различных оснований и допущений.
2. Некоторые модели структуры воды сопровождаются математиче-
110
скими методами расчета некотппыу
достигается хорошая сходимость пЯЛ^ИСТВ воды’ При этом иногда
значений. ь Рассчитанных и экспериментальных
турноншнеттески^прязнако^Хтп1 СТРУКТУР“ волы не содержат струк-
твердого и объясняющихТе з'амеХнХ® ВДОе “стояи,,е ВОШЛ °’
4 R то wp япоио Л„ е зам^рзанне, кипение и изменения свойств.
ляют собой изменения ее с'Тктоы Vwe™' "ереходы “Д“
гтпукХпч пгъ Делана попытка проанализировать пути вывода мо-
д гт.1па*лттлп и ДЫ И пРедложить ее новую приближенную модель,
описывающую непротиворечиво, хотя бы качественно, фазовые перехо-
ды и изменения основных свойств свободной воды. Эта же модель при
действий на нее дополнительных факторов (связывания) должна транс-
формироваться и объяснять достаточно естественно структуры, фазовые
переходы и изменения свойств связанной воды.
При выводе модели структуры свободной воды использованы сле-
дующие положения.
1. Наиболее целесообразно выводить модель структуры воды из
известной структуры льда, рассматривая все опытные данные, наблю-
даемые при его плавлении.
2. Лед начинает плавиться, когда его структура теряет устойчи-
вость при достаточном возрастании кинетических энергий молекул
вследствие его нагревания. Поэтому при выводе модели структуры во-
ды целесообразно рассматривать условия устойчивости и равновесия
структур льда и воды при их нагревании, пользуясь теоремой вириала.
При этом «устойчивость» означает возможность существования струк-
туры в некоторых диапазонах изменения термодинамических парамет-
ров, например температуры, а «равновесие» — количественную неиз-
менность структуры при данном значении термодинамических пара-
метров (температуры).
По теореме вириала структура (система) устойчива, когда средние
кинетические энергии компонентов системы не превышают энергии их
взаИз°Дмолекулярные» и «поверхностные» силы являются сложными
рассмотрения конкретной структуры воды.
V-6 ИЗМЕНЕНИЯ СТРУКТУРЫ ЛЬДА ПРИ НАГРЕВАНИИ.
УСЛОВИЯ ЕГО УСТОЙЧИВОСТИ И ПЛАВЛЕНИЯ
Кристаллическую решетку льда можно ==ыПр«став^
как правильное чередование в пр°”₽а расположены молекулы
(В) и .потенциальных ям» (Ah в рл рпоте„ЦВа.1Ьную энергию
(атомы) (рис. 40), где £о обозная ’ работой удаления ча-
«ближнего взаимодействия час™и(..,к энергия’ требуемая для вырыва-
стнцы из потенциальной.ямы при О^К Энерги ^Р
ния частицы из потенциаль кинетические энергии частиц £К(Г)
(£„). При нагревания ««огва Как видно из рис.40.
растут, а энергии активации £а( > У
£а(Т) = Е0-£ДТ).
111
Вследствие атомности вещества и квантовости энергии все воздей-
ствия в микромире имеют импульсный характер, т. е. молекулы (ато-
мы) передают друг другу порции кинетической энергии (Ек).
Е=-С£.=Л|1=-£-, (5,4)
2 2m 2m '
где v — скорость молекулы; т — ее масса; p=mv — количество дви-
жения, или импульс силы.
Вследствие векторности сил и разнообразия наложения импульсов
друг на друга величины Ек, Еа и высоты потенциальных барьеров все
время изменяются и распределяются по некоторому, закону, выражаю-
щему то, что наибольшее число этих величин соответствует данной тем-
пературе, а также и то, что имеются величины £1( и Еа, соответствую-
щие как более низкой, так и более высокой температуре. Поэтому, рас-
сматривая макроскопические объемы вещества, приходится пользовать-
ся средними статистическими значениями величин Ек и Еа, что и обоз-
начается черточками над их обозначениями. Но в то же. время при
каждом значении температуры (Г) существуют относительно медлен-
ные и быстрые молекулы.
Рассмотрим теперь, начиная с очень низких температур, как изме-
нение соотношения £к и Еа будет влиять на структуру и фазовые пере-
ходы льда.
При нагревании монокристалла льда в диапазоне температур
7’<7'пл, где Гпл обозначает температуру плавления, кинетические энер-
гии ЕК(Т) и импульсы будут расти, а энергия активации (£а) — умень-
шаться, как показано на рис. 41. При условии
Е (Т)к,п1ах х* Е (T’)a.mln (5,5)
Рис. 40. Схема чередования потенциальных
барьеров В и потенциальных ям Л в веще-
стве: Ео — полная потенциальная энергия
потенциального барьера при 0 К; Ек—ки-
нетическая энергия колеблющейся в яме
частицы; Ел— энергия активации
Рис. 41. Температурный интервал ус-
тойчивого состояния льда, определяе-
мый условием Еа>Ё„
начнутся трансляционные скачки молекул из одних узлов решетки в
другие. Одновременно в решетке льда появятся пустые узлы (вакан-
сии), а вырванные молекулы будут двигаться в возрастающем количе-
стве в пустотах структуры, создавая упругость внутреннего пара При
этом часть движущихся молекул попадает в пустые узлы решетки за-
лечивая дефекты структуры.
Л12
Если прекратить приток тепла „
фузия) и залечивание придет в Lrua внутРеннее испарение (самодиф-
внешнеи упругости пара. Таким обпяёёеСИе При Равенстве внутренней и
шетки льда выражаются двумя условвяш?(5°бНН5Т7> " рав"°весие рв‘
£к(Л< Ё. (7), (56)
Р р , (57)
где Ек и Еа обозначают соответствепмА -
и среднюю энергию активации мол™™С.реоднюю кинетическую энергию
венно равны внутренней и внрпшой кул’ FnniTP и ^ввешп — соответст-
Температурный интервал ь™-У"Ругост" пара-
соотношений (5.6) и (5 71 паЛ-., ИВ0СТИ кРисталла при выполнении
вые выражают соответственно взмк1ё»»₽“С' 4L ШтР|'х"У»«гпрные «Ре-
шенной н пониженной упругёёти мрз ЭМРГИ“ актмвашш при повы-
Когда средняя кинетическая энергия Ёк(7) превысят среднюю
энергию активации Е.(Т) (рис. 4,). решетка кристалла начинает и”
тенсивно разрушаться т е лап кристалла начинает ин-
Условие плавления мпш™ Д начинает плавиться, появляется вода,
условие плавления можно записать в виде формул
(Т’пл) > Еа (Т), (5,8)
Р (Тпл) внутр Р (7" пл) внеша- (5>9)
Из условия (5,8) и рис. 41 следует, что понижение температуры
плавления (/пл) при постоянном давлении возможно только приумень-
шении Еа(Г) и, наоборот, повышение Е&(Т) должно повышать Тпл.
V-7, ПЕРЕХОД ОТ СТРУКТУРЫ ЛЬДА К СТРУКТУРЕ ВОДЫ.
УСТОЙЧИВАЯ И РАВНОВЕСНАЯ МОДЕЛЬ СТРУКТУРЫ ВОДЫ
При достижении температуры плавления и дальнейшем нагревании
льда все импульсы с максимальной энергией расходуются на разрыв
связей и изменение температуры прекращается. Наступает процесс изо-
термического плавления.
Общий объем льда и воды уменьшается вследствие разрушения ча-
сти тетраэдров в гексагональной структуре льда и внедрения их моле-
кул в пустоты в остающихся еще неразрушенными частях кристалли-
ческой структуры. Когда в каждый грамм льда поступит по 335,2 Дж
тепла, видимое изотермическое плавление заканчивается и вода начи-
нает нагреваться.
Это происходит при разрыве всего 9—11% связей, как видно из
соотношения удельных теплот плавления и испарения льда (335/3U1D)~
«11% С молекулярно-кинетической точки зрения настолько малая ве-
личина удельной теплоты плавления удивительна потому, что плавление
льда наступает при условии Е„>Еа. а при этом условии должно бы
разрываться больше половины связей. Отсюда
причинах столь скорого прекращения изотермического плавления льда
но факторах стабилизации и устойчивости структуры «ш.
Разрыв П связей в кристалле приводит к последовательно,.™ сле-
дующих процессов (дырок) „ таком количестве выделяет в
гда&чгаявй
2 Ассоциаты молекул приходят в броуновское Д»»*ение. дос
дающееся к трансляционному движению отдельных молекул Н,О.
113
8 Зак. 98
этому самодиффузия в воде (D) имеет более сложный состав и ха-
рактер и выражается суммой скачков молекул и смещений ассоциатов
Ёа(1) ga(2) ga<n>
О = А,е~~+Аге . + Апе «г, (5,10).
где ...Ап — постоянные коэффициенты; е — основание натуральных
логарифмов; £а(л) — энергия активации ассоциатов в зависимости от
числа (л) молекул Н2О в них; /? — газовая постоянная; Т темпера-
тура ГК).
3. Более массивные и медленные ассоциаты образуют каркасную'
(клатратную1) броунирующую вторичную структуру ассоциатов, обус-
ловливающую сохранение объема и малую сжимаемость воды.
4. После начала броуновского движения ассоциатов начинают дей-
ствовать следующие факторы и процессы, стабилизирующие структуру-
воды.
а. Возможность смещения ассоциата под действием импульса
уменьшает вероятность его разрушения и активации составляющих его-
молекул потому, что часть энергии импульса уходит на увеличение ки-
нетической энергии ассоциата как целого. Поэтому, несмотря на то,,
что средний импульс (£к) больше средней энергии разрыва водородной:
связи (Еа), большая часть водородных связей может сохраняться, так.
как выполняется равенство Ёк=£'а+-Ек. асе. где Еа представляет сред-
нюю сумму энергий активации молекул в ассоциатах и энергий акти-
вации самих ассоциатов в их каркасной структуре.
б. Существует общий закон: «Чем меньше масса движущейся ча-
стицы (ассоциата), тем мощнее и резче должен быть импульс, способ-
ный ее разрушить» (Достовалов, 1971). Этот закон приводит к пред-
ставлению о средней равновесной массе ассоциатов Н2О (/п(Т')) в рав-
новесной структуре воды, изменяющейся в зависимости от температу-
ры. Действительно, при повышении температуры (Г) мощность им-
пульсов растет, энергии активации уменьшаются, молекулы Н2О в ас-
социатах активируются интенсивнее и пг(Т) уменьшается. Однако при
достаточном уменьшении т(Т) последняя достигает равновесного зна-
чения и дальнейшее уменьшение ее прекращается.
в. Массивность ассоциатов т(Т) помогает водородным связям
удерживать их в каркасной структуре ассоциатов. Вследствие того, что-
импульс силы (Ft) равен приращению количества движения (Д(ти)),
малые скорости, сообщаемые импульсами более массивным ассоциатам,
часто оказываются недостаточными, чтобы вырвать последние из кар-
касной структуры. Поэтому из каркаса чаще уходят менее массивные,,
а остаются в нем в среднем более массивные ассоциаты. Таким обра-
зом, массивность ассоциатов является фактором, стабилизирующим ус-
тойчивость каркаса ассоциатов.
г. Устойчивость структуры воды, как и структуры льда, зависит"
также от равновесия между упругостями внутреннего и внешнего пара.
Вода при данной температуре может быть равновесной только в атмос-
фере насыщенного пара. При этом условии процессы самодиффузии и
образования вакансий в ассоциатах уравновешиваются процессом их
заполнения и средняя масса т(п) ассоциатов остается постоянной Уве-
личение или уменьшение упругости пара должно соответственно увели-
1 От латинского слова clathratus — заключенный в клетку.
114
пивать или уменьшать сред11|ою
сы акоциатов/иавбольшеТХ"^" крити"т^ значения средней мае-
При охлаждении воды импуль’™"г»алМеИЬШ'е — т™'
растают, броуновское движение ослаб™,,,"”' и‘ер™" актиааиии в0'-
МаСС“ "-Хает
гут активировать" а«овда™Она”одСЯш„бееВаЮЩ“е ““"Ул“ы уже немо-
движение ассоциатов прекращается TM ' „°Tv^pKa<:e' " бР^нов“°'
шается броуновское движение акп.'п,, “ , и Лр ' Прн котаро" "рекра:
замерзания воды. ассоциатов Н,О. является температурой
чХлоХХХЛ'-Я"1 "Мпулк“ Усплвваются, энергии активация
паД ’ сии растет, средняя масса ассоциатов уменьшает-
ся, а их скорости возрастают. Наконец, достигается наименьшее, кри-
тическое значение средней массы ассоциатов т^,, при котором скоро-
сти ассоциатов настолько велики, что они не могут в каркасе удержи-
ваться друг около друга и последний распадается. Вода уже не сохра-
няет объема, кипит и превращается в пар. Температура, при которой
распадается каркасная структура ассоциатов, является «.температурой
кипения».
е. На основании сказанного выше условия устойчивости структуры
воды можно приближенно выразить формулами (5,11):
Д£к = ДЁа+ Д-Egacc,
Рвнутр ~ £,внсшн>
(5,11)
где ДЕК — приращение общей кинетической энергии при нагревании;
— среднее уменьшение энергии связей молекул Н2О в ассоциатах
и ассоциатов в их каркасе; ДЁ*К.ВСС — приращение средней кинетичес-
кой энергии транслирующих молекул Н2О и их ассоциатов; Рвнутр и
Рвпешн — упругость внутреннего и внешнего пара Н2О; Шкр, — макси-
мальная критическая средняя масса ассоциатов, при которой прекра-
щается их броуновское движение и происходит замерзание воды.
ткп — минимальная критическая средняя масса ассоциатов, при ко-
торой начинается распадение каркаса ассоциатов и кипение воды.
m(jt pj — средние равновесные массы ассоциатов между температура-
ми замерзания (Гзам) и кипения (Гкип)- пппы (Ч in выра-
Условия устойчивости и равновесия структуры воды (5, И) выр
жены графиками на рис. 42. ,ао„ГНМПстИ (оис 42) вытекает
Механически справедливость этой завис”“°^” Ъ/2т на ассоциат
из следующих соображений. При действии у < Р "уВтекает за со-
ча сть последнего, непосредственно испы^®“асиепления’ fid2) в некото-
бой остальную часть ассоциата чеР в то же время увлеКаемая
ром сечении, где d — диаметр ас U • свОей инерции ф(£Р, а),
часть противодействует этнм^илам р происхоаит разрыв (актава-
где а - Уск°Ряен^акЕкак ВРИ уменьшении разыеров d(«> aceowaj»
ция) ассоциата. Так как при у» ,_тпрр чем силы сцепления ГЬ3 »•
силы инерции ср (d3. а) уменьшаютс быс Р (у) должна су-
то при постоянном среднем импульсе » «мп рус
шествовать равновесная средняя м ° „х образованна н насту-
разрывы связей уравновешиваются процессами
пает динамическое равновесие стру УР
8*
Модель структуры воды, построенная на основании приведенных
выше выводов, показана на рис. 43. Эта модель должна приблизитель-
но соответствовать структуре воды, «сфотографированной» при выдерж-
ке около 10-н с. Приближенная модель структуры воды состоит из
шести элементов. Три из них: 1 — молекулы Н2О в решетке ассоциа-
Рис. 42. Зависимость средней массы
ассоциатов Н2О т от температуры Т:
1 — при нормальной упругости пара;
2 и 3 — соответственно при пони-
женной и повышенной упругости
пара
Рис. 43. Приближенная мгновенная мо-
дель структуры свободной воды (по
Б. И. Достовалову): 1 — молекулы Н2О
в узлах неполнокристаллической струк-
туры их ассоциатов; 2 — транслирующие
молекулы НоО (пар); 3— вакансии
(дырки) в кристаллической структуре
ассоциатов; 4— ассоциаты в их вторич-
ной каркасной структуре; 5 — полости
в каркасной структуре ассоциатов; 6 —
транслирующие ассоциаты
тов; 2 — молекулы Н2О, совершающие скачки внутри и вне ассоциатов,
и 3 — «вакансии» внутри ассоциатов — относятся к «льдоподобной»
структуре ассоциатов Н2О; Элементы: 4 — ассоциаты молекул Н2О, об-
разующие «каркас»; 5 — пустоты в каркасе ассоциатов и 6 — ассоциа-
ты, смещающиеся в пустоты, т. е. совершающие броуновское движе-
ние, — являются характерными и основными элементами структуры во-
ды, обусловливающими ее жидкое состояние.
V-8. СТРУКТУРА, ФАЗОВЫЕ ПЕРЕХОДЫ И ИЗМЕНЕНИЯ СВОЙСТВ
СВОБОДНОЙ ВОДЫ. МЕТАСТАБИЛЬНЫЕ СОСТОЯНИЯ. ОПЫТЫ
Замерзание воды (рис. 42). При охлаждении воды импульсы сла-
беют. Уменьшаются образование вакансий в ассоциатах и выбивание
последних из их каркаса. Средняя масса ассоциатов растет, а средняя
скорость уменьшается и ослабевает их броуновское движение. Наконец,
средняя масса ассоциатов т(Т) достигает своего критического значе-
ния (/Икр,); подавляющая часть импульсов уже не может выбивать
ассоциаты из их каркаса. Прекращается их броуновское движение. Ас-
социаты становятся кристаллическими зародышами льда, по-видимому,
тогда, когда их масса становится равной 472 Н2О. При таком числе мо-
лекул ассоциаты превращаются в полные кристаллы (Голубев, 1975).
Они быстро растут, выделяя тепло кристаллизации; процесс з’амерза-
116
Iния становится изотермическим п
ассоциатов при наличии их бвомппп ИЧИе от неизотермического роста
Кипение воды. При повыщ^8™ яТЖеНИ’’ Вода замерзает-
пульсы (р2/2т) постепенно растут ^’ператУры воды теплоте им-
лнчивастся, а их средняя r>aBiir,i,efl,„”С''° "ака1!п,й » ассоциатах >ае-
этому ослабевает пнерцнонное действ? масса '"•О Уменьшается. По-
водородным связям удерживат! my В"е массы ассоциатов, помогающее
средняя равновесная масса mlT\ ° карка“ ассоциатов. Наконец,
го значения щ1ф, (рис. 42). Процесса™" “1"",мальног° «Р»™ческо
I ассоциатами и внутри их стянппиЛ разрыва водородных связей между
наиболее мощных импульсов Устац?.™'*0”1'” " погло«аи
кипения. Каркас ассоциатов распадается и™»’ "°™яниая температура
ем. Пар, получающийся при кипени ноп'в, по ,’ерктаст ихранятьобъ-
ме отдельных молекул воды я бХ кТп»ыЛД“М°МУ' содержит кр°'
теплота их диссоциации ставов,™ ранной L агрегаты’ "°™МУ ™
свой температуре пара. тан°“"тся ра“"°" "У™ только при критиче-
жидиго'состояния воды' вытекают '^дующие основные признаки
1! я“деление вакансиями ассоциатов и их броуновское движение;
2) образование каркаса ассоциатов, обусловливающего постоянст-
1 во объема и малую сжимаемость воды.
Если нет этих признаков, то не существует и жидкого состояния
воды. Так, например, вода в решетке монтмориллонита не может быть
жидкой, потому что там не может образоваться структура воды и по-
этому может быть только более или менее подвижной, твердообразной
или парообразной.
Структура воды реагирует на изменения всех термодинамических
параметров, определяющих состояние воды, и в том числе на упругость
внутреннего и внешнего пара молекул Н2О. с которым взаимодейству-
ют ассоциаты. Если при данной температуре, определяющей интенсив-
ность образования вакансий в ассоциатах, уменьшить упругость внеш-
него пара (Рвнепш), то их залечивание ослабеет; средняя равновесная
масса m(T, Р) уменьшится и будет изменяться в зависимости от Т уже
по кривой 2 (рис. 42). Это приведет к понижению температур замерза-
ния и кипения, как показано на рис. 42. Наоборот, при повышении
Рвпешп залечивание вакансий усиливается, их средняя равновесная мас-
са т(Т, Р) увеличивается, броуновское движение ослабляется и умень-
шается эффект стабилизации tn(T). Вследствие этого т(Т) устанавли-
вается при определенных повышенных значениях Рвпешп, как показано
кривой 3 (рис. 42). В результате при увеличении упругости внешнего
пара вода замерзает и кипит при повышенных температурах.
На рис. 42 показано также, что изменение средней равновесной
массы Ьт(Т)1ЬТ велико в области более низких температур и относи-
тельно мало в области более высоких температур.
?™амеЫнТьшеаЮсТреВдн“Ыреаанодная масса ассоциатов, тем они ус-
тойчйвеТн р"рушеннТих .юл действием импульсов менее =я™
2. При понижении температуры очень вероятно значительное за
наздынание увеличения 7п(Т). т. е^Х^ГсоТтояння 'етТк "ры «дм-
™Т Структура^вод^измеияется^переходит к новым средним равно-
У УР „ miT Р\ пои любых воздействиях. При этом нзменя-
весным значениям rn(I, Р) при люии*
ются все физические свойства воды.
117
Эти выводы подтверждаются многочисленными опытными данны-
ми. Приведем несколько примеров.
l. jB. И. Классен (1972) сообщил, что после протекания воды через
магнитное поле ее инфракрасные спектры поглощения значительно из-
меняются, указывая на изменение в ней энергии структурных связей и
свойств. Эти структурные изменения сохраняются около трех часов, по-
степенно уменьшаясь. Этот эффект используется в паровых котлах.
Воздействие на кипящую воду электромагнитного поля низкой частоты
значительно увеличивает ее растворяющую способность. Вследствие
этого соли, содержащиеся в воде, остаются в растворе и не осаждают-
ся на стенке трубок, в которых кипит вода.
2. Ф. А. Летников и др. (1972) установили, что нагрев воды в
прочных нерастворяемых тиглях до 200—400°С при последующем ох-
лаждении значительно увеличивает ее растворяющую способность по
сравнению с необработанной водой. Это свойство сохраняется до 3,5 ч.
3. Имеются данные, что обработка воды ультразвуком увеличивает
ее диэлектрическую проницаемость.
Все указанные изменения свойств воды объясняются моделью
структуры воды (рис. 43) и условиями ее устойчивости и равновесия
(рис. 42).
V-9. СТРУКТУРНЫЕ И МОЛЕКУЛЯРНО-КИНЕТИЧЕСКИЕ ПРИЗНАКИ
ЖИДКОГО СОСТОЯНИЯ ВОДЫ И ЕЕ ФАЗОВЫХ ПЕРЕХОДОВ
Приведенная выше модель структуры воды позволяет сформулиро-
вать молекулярно-кинетические и структурные признаки жидкого со-
стояния воды.
1. Структура жидкой воды по сравнению со льдом состоит из не-
полнокристаллических ассоциатов молекул Н2О, совершающих бро-
уновское движение (колебания в их каркасной структуре, чередующие-
ся со смещениями в полости каркаса); прекращение броуновского дви-
жения ассоциатов является причиной замерзания воды.
2. Каркас броунирующих ассоциатов является основным структур-
ным признаком, отличающим воду от пара. Он обусловливает относи-
тельное постоянство объема и несжимаемости воды. Разрушение кар-
каса ассоциатов происходит при температуре кипения и является его
основным структурным признаком.
Таким образом, если нет броуновского движения ассоциатов и их
каркаса, то нет и жидкого состояния.
V-10. ДАЛЬНОСТЬ ДЕЙСТВИЯ ПОВЕРХНОСТНЫХ И МОЛЕКУЛЯРНЫХ сил
И ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ СТРУКТУР. ПРЕДВАРИТЕЛЬНЫЕ ЗАМЕЧАНИЯ
Создает ли поверхность жидкости силовые поля в прилегающем
пространстве и изменения потенциала и силы в приповерхностном слое
самой жидкости? Как далеко действуют эти силы?
Физическое значение положительного ответа на эти вопросы ил-
люстрируется рис. 44. На этом рисунке А—В — поверхность жидко-
сти; С—D на расстоянии I от А—В — нижняя граница приповерхност-
ного слоя, в котором действуют поверхностные силы. Если частица во-
ды (т) находится ниже поверхности С—D в точке (а), то когезионные
силы h и /п уравновешивают друг друга и потенциал жидкости остает-
ся постоянным. Выше поверхности C—D, например в точке (Ь) сила ft
больше силы fn, поэтому появляется сила /ш= направленная
внутрь жидкости. Сила максимальна у поверхности в точке (с) и
118
равна здесь полной пеуравнопрпт<>и..„-
Существует и в прострайстве BHT=nTe К0Гезии Эта сила
Ленин от поверхности. жидкости, постепенно убывая при уда-
Аналогичные условия существуют u n ™
дых тел, создавая в них слои ? пРиповеРх"остном слоетвер-
ля в прилегающем пространстве рхностного натяжения и силовые по-
Отсюда возникают вопвосы п
.силы fin на структуру жид о . " ’"е Ра“ТО™“» 1 “ ° влиянии
при взаимодействии жидкости с тверд’ "“°' " ° “
Г™™ а„ока,ы^₽ОСЫ’ М<Т° бедующие положена,,.
1. Опыты показывают, что эффективная дальность действия (Л по-
оерх"остных сил твердых тел на воду зависит о?фазы воды и eeUpJa-
^ЖЛТгп\бпРпИиааД Орбции водяиого пара поверхностью кремнезема
(S1O2) с одиая энергия поверхности исчерпывается при адсорбции
1—2 условных слоев молекул Н2О (3-6 А). При взаимодействии квар-
ца с жидкой водой дальность действия поверхностных сил (Z) достига-
ет сотен А, а при взаимодействии активной поверхности с замерзаю-
щей водой дальность влияния поверхности на структуру намерзающего
льда достигает тысяч А. Отсюда вытекает необходимость совместного
рассмотрения дальности действия поверхностных сил и структурных из-
менений воды при ее фазовых переходах.
2. Структура воды очень чувствительна к любым воздействиям и
должна изменяться в приповерхностном слое жидкости, где действует
.дополнительная когезионная сила (/ш).
3. Все реальные жидкие и твердые тела имеют слои поверхностно-
го натяжения, создаваемые неуравновешенными когезионными силами
(fra) в поверхностных слоях, и внешнее поле тех же сил (fm) > направ-
ленных в сторону создающей их структуры. При сближении различных
реальных тел их внешние силы действуют в разделяющем их прост-
ранстве друг против друга, взаимно ослабляя их поверхностные натя-
жения (потенциалы) (эффект П. А. Ребиндера). При этом в их при-
поверхностных слоях ослабевают силы взаимодействия между частица-
ми и соответственно изменяются их структуры. В результате между вза-
имодействующими структурами создается комплекс анизотропных, по-
лиморфных, равновесных промежуточных слоев с переменными струк-
турами и свойствами, изменяющимися в зависимости от расстояния
между ними и от действующих термодинамических параметров
4* Как же измеииется структура воды в слое ее поверхностного на
ТЯЖеГипотетически этот сложный процесс можно описать следующим
лбпачом <пис 45) Переменная когезионная сила особенно велика у
образом (рис. ) и оПРР. она увеличивает потенциаль-
поверхности жидкости <РИС'^Ь^? в0 в“ешнее пространство и силы
ZTZKK"" здесь критической величины
<"«.) (рис. 42). 6Р“У“°в““ьД“*Тове“хноета”го натяжения’етаио-
прекращается и верхняя часть л ТакйМробразо„ в слое I возникает
внтся твердой эластичной пле • сйла л \ действующая между
новая структура и nP"n0“a?®°j “™„™уры (рис. 45). Эта сила умевь-
ией и жидкой подои внутрь ново T’[JaM„ воды в слое II. т. е. в
шает силы взаимодействия между я (рис. 45), и здесь сред-
нижней части слоя п°веРХНО^атов уменьшается по сравнению со сво-
няя равновесная масса accou‘’a™JJM
бодной водой (верхняя часть р
Изменения структуры воды в пленке ее поверхностного натяжения
схематически показаны на рис. 45, где кривая 1 показывает изменение
средней энергии активации Ё в зависимости от расстояния (rf) по
сравнению с энергией активации свободной воды Есв, кружки _в зонах
II н III изображают изменения средней равновесной массы /п(Г, Р)
ассоциатов Н2О (рис. 42).
Таким образом, пленки поверхностного натяжения воды состоят из
твердого приповерхностного слоя и промежуточного слоя более жидко-
го, чем следующая за ним объемная вода.
Рис. 44. Изменение неуравнове-
шенной когезионной силы fni =
=fi—fu в приповерхностном слое
жидкости: I — дальность дейст-
вия когезионных сил (f); fn —
составляющая, направленная к
поверхности жидкости (Л—В);
fi — составляющая, направленная
внутрь жидкости; т — частица
жидкости
Рис. 45. Изменение структуры в
пленке поверхностного натяжения
воды от поверхности (Л—В)
внутрь воды (d): / — дальность
действия поверхностных сил; I,
II, III — зоны твердой отрицатель-
но связанной и свободной воды;
Е— энергия активации частиц;
fi, fin — силы внутри пленки и
воды
Все свободные поверхности воды покрыты пленками поверхност-
ного натяжения. Взаимодействие воды с твердыми и жидкими телами
и с газами совершается через пленки поверхностного натяжения.
Структура поверхностного слоя воды, несомненно, должна влиять на
характер ее взаимодействия с другими веществами. Свойства припо-
верхностного слоя проявляются тем сильнее, чем меньше объем жидко-
сти. При условии, что диаметр капли (d) больше удвоенной дальности
действия поверхностных сил (21), внутри капли имеется зона свободной
воды со структурой, показанной на рис. 43, и существует броуновское
движение ассоциатов Н2О и их каркас. Если диаметр капли становится
меньше /, то вся ее структура представлена твердой пленкой поверх-
ностного натяжения и капля превращается в градину.
V-11. ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ ВОДЫ С ГИДРОФИЛЬНЫМИ
И ГИДРОФОБНЫМИ ПОВЕРХНОСТЯМИ ТВЕРДЫХ ТЕЛ
При рассмотрении взаимодействия воды с другими телами необхо-
димо учитывать соотношение когезионных сил в приповерхностных сло-
ях взаимодействующих веществ. Если тело взаимодействует с частица*
120
ми воды сильнее, чем послепг
наблюдается процесс смачивания6 рВ^”МоДейстВуют между собой, то
стиками воды больше, чем их взаимпн -Же взаимодействие между ча-
не смачивается. Смачиваемые и S "СТВИс с ДРУГИМ телом, то тело
венно называются лиофильными и ‘ а'1иваемые тела часто соответст-
гидрофобными. ‘ J *°фобными, или гидрофильными и
Рис. 46. Изменение энергии активации Еа(Т, Р) и структуры поды с уда-
лением от поверхности (d): а) в случае гидрофильной и б) в случае гид-
рофобной поверхности: ЕСпоб —средняя энергия активации свободной во-
ды; fi — адсорбционная сила поверхности; /пт — противоположные струк-
турообразующие силы воды в зонах I, II, III: I, II — зоны изменения
энергии активации воды; III—свободная вода. Вверху схематическое
изменение равновесной массы ассоциатов (m(T, Р))
Смачивание водой активных поверхностей. При смачивании водой
гидрофильного тела (рис. 46), расположенного слева от жидкости, в
приповерхностном слое жидкости происходят следующие процессы.
1. Выделяется так называемая «теплота смачивания» (около
335 кДж/кг) связанной воды; причем удельная теплота смачивания поч-
ти не зависит от степени гидрофильности смачиваемого тела (табл. 5).
2. Адсорбционная сила поверхности тела увеличивает адгезион-
ную силу пленки поверхностного натяжения (fi). Упругость внутренне-
го пара в зоне I (рис. 46) увеличивается; средняя критическая масса
ассоциатов m(T, Р) возрастает и достигает предельного значения mk,»
Таблица 5
Теплота смачивания различных веществ
(по данным Думанского, 1950)
Теплота смачивания
Вещество
Дж/кг
вещества
Дж/кг
связанной воды
Желатин, нерастворимая фракция
Агар...........................
Крахмал картофельный...........
Силикагель ....................
Глина спондиловая .............
Каолин глуховский..............
136175
187 712
117 739
95 ИЗ
25 852
4 400
335 200
305 870
335200
331010
331010
331010
121
броуновское движение ассоциатов прекращается и происходит послой-
ное затвердевание воды до границы зоны I (рис. 46), приводящее к
значительному увеличению мощности зоны I по сравнению с твердой
пленкой поверхностного натяжения.
3. Зона отрицательного связывания (II) передвигается вправо и
увеличивается, составляя около трети или четверти дальности действия
адсорбционных сил (/) (рис. 46, а).
Таким образом, смачивание является сложным фазовым переходом
особого рода, состоящим из экзотермического затвердевания в зоне I
(рис. 46) и эндотермического отрицательного связывания или подплав-
ления структуры воды в зоне II. Смачивание тела жидкостью сопровож-
дается также ослаблением энергии связей в слое его поверхностного
натяжения и уменьшением его прочности (эффект П. А. Ребиндера).
Рис. 47. Зависимость удельной
теплоемкости С нитробензола в
дисперсной системе нитробензол—
стеклянный порошок от расстоя-
ния Л, до поверхности стекла прн
/=29,2°С (по Ю. М. Поповскому).
Линия Со — теплоемкость свобод-
ного нитробензола
Экспериментальным подтверждением того, что зона I (рис. 46) за-
твердевает, является одинаковость теплот смачивания различных ве-
ществ с различными поверхностными энергиями (табл. 5), причем все
значения теплот смачивания равны теплоте кристаллизации воды при
0°. Вода при 0° отличается от льда при 0° тем, что в ней содержится
тепла больше на 335 кДж/кг. Если эти 335 кДж/кг из воды удалить,
то она должна превратиться в лед.
При смачивании веществ процессы фазовых переходов совершают-
ся следующим, более сложным образом:
1. В зоне I идет экзотермический процесс с выделением теплот
кристаллизации (Q„p) в диапазоне значений от <2кр>335 кДж/кг до
<2кр = 335 кДж/кг на границе зон I и II.
2. В зоне II происходит эндотермический процесс уменьшения сред-
ней массы ассоциатов т(Т, Р) с минимумом примерно в середине зоны
я затем постепенный переход их к среднему значению в свободной воде
(рис. 46, а). Этот процесс поглощает часть энергии, выделяемой экзо-
термическим процессом в зоне I, и таким образом среднее значение
теплоты смачивания получается равным приблизительно 335 кДж/кг.
Так как, в общем, выделяется количество тепла, равное теплоте
кристаллизации воды при 0°С, можно заключить, что эндотермический
процесс раздробления структуры в зоне II значительно слабее, чем
процесс затвердевания в зоне I.
Изменение энергии активации с увеличением расстояния от актив-
ной поверхности по кривой 1 (рис. 46, а) подтверждается результата-
ми опытов Ю. М. Поповского по измерениям теплоемкости нитробензо-
ла в системе нитробензол—стеклянная пудра в зависимости от рассто-
яния до поверхности стекла, представленными на рис. 47.
Как известно, теплоемкость является сложной величиной и состоит
«з части тепла, непосредственно повышающей температуру или кине-
122
тическую энергию Ск, и части тепла
кие энергии связей С„. Таким обоаЛм 6 ”а разрь1в ми умвньпге‘
ся соотношением «тралом, полная теплоемкость выражает-
С = Ч + СП. (5,12)
^ктиТани^С0’ ппл«₽И уменьше,,ии связей и, как следствие, энер-
гИ“ С Ппчтпм? , СИЛЬН0 В03Растать, увеличивая суммарное
3 значения теплоемкости связанной воды и вообще
•связа д ости должны изменяться при удалении от связываю-
щей поверхности в порядке, обратном изменению энергии активации по
кривой 2 на рис. 46, а. г
Такой характер изменения теплоемкости жидкости с удалением от
связывающей поверхности был установлен Ю. М. Поповским (рис. 47).
Сравнивая кривую на рис. 47 с кривой 2 на рис. 46, видно, что они
являются зеркальным отображением друг друга, что и должно быть,
если существует эффект отрицательной гидратации или развязывание.
Взаимодействие воды с гидрофобными поверхностями схематичес-
ки и гипотетически изображено на рис. 46, б. В этом случае уплотнен-
ная пленка поверхностного натяжения воды (зона II) взаимодейст-
вует слева с гидрофобной поверхностью, а справа — со структурой
свободной воды. Поэтому в промежуточной зоне I происходит уменьше-
ние средней массы ассоциатов и увеличение их подвижности. Некото-
рое уменьшение равновесной массы ассоциатов должно происходить и
между уплотненной зоной II и зоной свободной воды III.
V-12. ФАЗОВЫЕ ПЕРЕХОДЫ СВЯЗАННОЙ ВОДЫ
Незамерзшая вода. Из рис. 46 вытекают следующие выводы.
1. Энергии активации или энергии связей между частицами жидд°"
сти убывают с расстоянием от поверхности и в зоне II имеют значения
ЯИЖ2. "соответственно “меняются фазовые состояния воды от ™Р®'
го в зоне I к разжиженному - но сравнению со
зоне II — к состоянию и структуре свободной воды взове 11ь
Рыв„3о
вазонах температур. пиапазонах с удалением от поверх-
ности иСОсОТнВзмеСнён““м термодинамических параметров изменяются все
связанной воды, можно только в том случае, если какой-.™
связанной воды может понижаться ™ „ связей между частицами водьп
бо фактор вызовет умепьшеувеличивается, то температура
Если энергия связей между
замерзания должна повышаться «связыванием», то уменьшение
связей ^стественн^наТват^ Дательным связыванием» или «развя-
зыванием^ „а„больша!^ертия ‘“^ают при смачивании при
верхности слоях жидкости, w
положительных температурах. При повышении температур эти слои в
зоне I постепенно переходят в жидкое состояние. Слои воды, отрица-
тельно связанные в зоне II, замерзают в диапазоне температур ниже
0°С, а закипают в тонкодисперсных глинах при температурах порядка
50—60°С. Процесс и условия замерзания связанной воды между поверх-
ностями кварца (SiO2) (слева) и льда (зона III справа) показан схе-
Рис. 48. Схема замерзания воды меж-
ду льдом и активной поверхностью
SiO2: / — энергия активации в свя-
занной (I), развязанной (II) и за-
мерзшей (III) воде при 0°С; 2 —то
же при —3°С; (а—о)—зона развя-
занной незамерзшей воды при 0°С;
(a'—o') — то же при —3°С; (а—а') —
замерзание развязанной воды;
(е—o') — развязывание (подплавле-
ние) положительно связанной воды;
Д£ — уменьшение энергии активации
на поверхности льда; (с—с7) —то же
на поверхности SiO2; /г и /ш— про-
тивоположные адсорбционные силы
SiO2 и льда, вызывающие' уменьше-
ние поверхностных энергий льда
(—Д£) и SiO2 — (с—с7)
матически на рис. 48. Здесь по оси абсцисс отложены расстояния от
связывающей поверхности, по осн ординат — энергии активации. Зо-
на I — связанная вода, зона II — развязанная вода при 0°С между
точками (а—в), III — лед. При 0°С лед находится в равновесии с во-
дой при условиях
Ek(T = 0°С) = Ёа(Т = 0°С), (5,13)
Рл(0°С) = Рв(0°С), (5,14)
где Р — упругость пара, а значки «л» и «в» обозначают лед и
воду.
При охлаждении, например, до —3°С, происходят следующие про-
цессы: кинетические энергии ЕК(Т) уменьшаются; энергии активации
Еа(Т) растут; условия равновесия у границы лед—вода (5,13) и (5,14)
нарушаются. Лед начинает расти от точки а к точке а'. Но в то же
время у границы лед—вода сила /щ остается постоянной, а сила fi
растет обратно некоторой степени расстояния между кварцем и льдом.
Это увеличение силы fi при приближении к активной поверхности уве-
личивает импульсы в направлении лед—вода и уменьшает их в обрат-
ном направлении и тем сильнее, чем ближе к поверхности. Поэтому
при остановке охлаждения, например при —3°С, устанавливается но-
вое равновесие, выражаемое условиями:
Ек (~ 3°) + д Е:к = Еа (— 3°), что равносильно
£к(-3°)=Ёа(-3°)-ДЁа, (5,15)
Рв (- 3°) - Д Р = Рл (- 3°) + Д Р. (5,16)
Из рис. 48 вытекают следующие выводы:
1. Экзотермическое промерзание воды в зоне (а—а') сопровож-
дается эндотермическим подплавлением части связанной воды между
точками (Ь—Ь').
124
2. Зона развязанной воды из пм™»
ся при охлаждении до —3° и ВЯР?Л0>Кения (а~й) при 0° перемещает-
ся'—Ь'). тичном вымерзании в положение
3. Вследствие противоположил™
яости и поверхности льда их 3£2‘0АВвВ" активной поверх-
вают соответственно на (с—с') и на ДЕ поверхностные энергии убы-
Mepatue^^on^bi^o^a^a^Baa^iBaiiH'a'ne^c^B'a17^^1 " вымерзаяии ,,иа'
ме^ду^л^стями д°вухП°ВЬ,ШеННЯ1'1
Рис. 49. Зависимость содержания
незамерзшей воды от температуры
в грунтах различного состава:
/ — песок; 2 —супесь; 3 —глина
полиминеральная (3 —в цикле
замерзания); 4— Na-каолин; о
Са-каолин; 6 — Fe-каолин; 7
Na-бентонит; 8 — Са-бентонит,
9 _ Fe-бентонит
Рис. 50. Термограмма (А) и кривая суш-
ки глии (В) (по М. В. Вороновой)
ней монокристаллов и около инород-
ных включений.
5. Постепенно вымерзающая зона
II (рис. 48) отрицательно связанной
воды представляет собой «незамерз-
шую» воду. Экспериментально коли-
чества незамерзшей воды при различ-
пых температурах определяются ка-
лориметрическим и другими метод
ми Количества незамерзшеи воды в
дисперсных грунтах зависят гл -
образом от температуры грунта и
дисперсности, содержания и характе
па обменных катионов и других фак
рторов.
и бен—ые главы е
различным составом обменных воды> резк0 отличающейся по
Содержание в грунтах “езамер т на все физические свойства
своим свойствам от свободной в Д > в ввду( чт0 все физически,
мерзлых грунтов. При этом " ее анизотропии и "ол™“₽*^
свойства незамерзшеи Iлишь „ак средние их значения для
сти экспериментально опр А _ и давлении. „Ап<™яны
различных диапазонов температур д недОстаточно исследованы.
Р Кипение и испарение развязанно воды н'постоянной температуре
М. ВК"нова (1972) при ГУ-e глины о6разца полу-
(/=105°С) и одновременном измер
чнла результаты, приведенные на рис. 50. Этот рисунок показывает^
во-первых, что кривая сушки В идет монотонно в соответствии с пони-
жением влажности и, во-вторых, что температура, поднявшись до точ-
ки 1 (около 60°С), затем опускается до точки 2 (около 50°С) и даль-
ше монотонно повышается до /=105°С. При очень влажных образцах,
в точке 1 максимум t превращался в горизонтальный участок кривой и
в дальнейшем температура сначала понижалась до точки 2, а затем
повышалась до /=105°С. Эти опыты доказывают существование в гли-
нах развязанной воды. Действительно, понижение температуры между
точками 1 и 2 может вызываться только плавлением или кипением свя-
занной воды с ослабленными связями. В данном случае наблюдаемое рез-
кое понижение температуры образца, при небольших его размерах, указы-
вает на процесс вскипания развязанной воды. Можно думать, что по-
ры в глине подразделяются на 2 группы: 1 — поры — капилляры меж-
ду глинистыми частицами и 2 — микропоры в самих частицах. Процесс
связывания — развязывания воды в микропорах приводит к уменьше-
нию упругости пара в центральных частях капилляров и ультрапор, при
этом действие внешней упругости пара компенсируется менисками и
слоями прочно связанной воды, закупоривающими более узкие капил-
ляры. При вскипании развязанной воды давление в порах повышается,
и пары вырываются во внешнее пространство. Тогда температура опус-
кается до точки 2 и затем нагревание идет монотонно.
V-13. КЛАССИФИКАЦИЯ КАПИЛЛЯРОВ И ПОР В ЗАВИСИМОСТИ
ОТ ИХ ДИАМЕТРА И ДАЛЬНОСТИ ДЕЙСТВИЯ
ПОВЕРХНОСТНЫХ СИЛ
Дальность действия поверхностных сил, показанная на рис. 44—47^
оказывает большое влияние на структуры, состояние и свойства свя-
занной воды в капиллярах и порах дисперсных пород.
Рис. 51. Изменение энергии активации (Е), интенсивности испа-
рения (Р), раздробленности структуры воды (т(Т, Р)) в зави-
симости от соотношения диаметра капилляров (d) и дальности
действия поверхностных сил стенок (/)
При этом большое значение имеет соотношение дальности дейст-
вия поверхностных сил (/) и диаметра капилляра (поры) (d). По это-
126
соотношению капилляры и попы ппп„„
капилляров изображены на рис. 51 Этот L™ ( ™”
п^ели^ски адб^Ра^ает следующие особентос^измТн^ни^^труктуры
}рех указанных^ выше Титов " энер™" активации (В) в капиллярах
„„пичеГкие зШоиы К/°Г2 М>2'> ”ои • "«• образует 3 ци-
ЛИНДР ' ' Зона / занята твердой водой. В зоне 2 нахо-
дится жидкая вода более подвижная, чем свободная. Структура воды
В зоне 2 состоит из более мелких ассоциатов, чем в зоне 3 Вода в зо-
не 3 по структуре и свойствам близка к свободной воде.
В случае среднего («оптимального») капилляра (d»l) вода в нем
образует 2 цилиндрические зоны 1 и 2. Зона «свободной» воды (3) ис-
чезает, а зона 2 увеличивается. Дробление в ней вторичной структуры
ассоциатов молекул и их подвижность становятся максимальными. Со-
ответственно уменьшается вязкость и увеличивается скорость испаре-
ния, как показано векторами Р.
В достаточно узком капилляре (III), (d<l) зона 2 вырождается
и становится настолько узкой, что броуновское движение ассоциатов
прекращается. Масса ассоциатов в зоне 1 становится больше критиче-
ской (mKl). и вода в этой зоне затвердевает.
Но в результате противоположного действия стенок капилляров в
их середине остается зона подвижности частиц (4), в которой переме-
щаются отдельные молекулы Н2О. Таким образом, миграция воды через-
капилляры типа III возможна только в парообразном состоянии.
В дисперсных грунтах одновременно присутствуют все три типа ка-
пилляров, причем относительное их количество изменяется в зависимо-
ста от дисперсности и влажности грунта. Эти относительные ередвяе
количества капилляров определяют характер и степень
грунта с содержащейся в нем водой. Поэтому приведенная выше клас
Дикация капилляров может служить существенным
ментом при построении расчетных моделей различных дисперсны
ГРУ“прВи замерзании дисперсного
лярах первого типа вымерзают их 'Р“"|!н рис 51) остаются
твердообразными зонами прочносвязанной воды (I, рис.
отрицательно связанные зоны незамерзшей вод • отрицательных
Р В капиллярах типа II при о™»“т“ЬН,° „ °“а„„вятсятоньше зоны
температурах несколько утолщаются центральных зонах 4.
г B=z^
ж
Кроме фазовых переходов первого'
в дисперсных грунтах пост°”н"° “®УИ добавляются процессы
ции воды, а в мерзлых ГРУ _'исходящце „р,, нарушениях
цнн» и «аблимации. льда, яроя»°»ермшюм «сублимация» обмиачают
состояния пород. Налом' , обозначает обратный проц‘ „
испарение льда, а «абл р,.я„х в диапазоне отрапате.
ных неравновесных дисперсных fj
положительных температур постоянно совершается вся совокупность
фазовых переходов воды и, кроме того, происходят процессы тепло-
и массообмена. Общая тенденция комплекса всех этих и других сопут-
ствующих процессов направлена к установлению равновесия в дис-
персной влажной системе.
Поэтому самой общей причиной любого процесса в грунтах являет-
ся его неравновесное состояние и, наоборот, при равновесном состоянии
грунта все процессы в нем прекращаются.
Происходящие комплексно процессы сублимации, аблимации, испа-
рения и конденсации являются важным фактором и механизмом пере-
носа влаги в дисперсных грунтах. Перенос влаги происходит по капил-
лярам и порам в дисперсных грунтах и модифицируется указанными
выше типами капилляров, их строением и минералогическим составом.
Общая теория сублимации, испарения, конденсации влаги и про-
цессов ее переноса в дисперсных системах пока еще не разработана.
Имеются только частные закономерности для некоторых процессов фа-
зовых переходов и массообмена.
Примером таких закономерностей является закон В. Томсона об
упругости (Р) насыщенного пара над поверхностями менисков жидко-
сти различной кривизны. Этот закон выражается формулой
Р' =Р±Ау (5,17)
где Р — давление пара у плоской поверхности; А — капиллярная по-
стоянная; о — плотность пара; d — плотность жидкости; г — радиус
поверхности жидкости; Р' — давление насыщенного пара у выпуклой
(«+» в правой части) или у вогнутой («—» в правой части) поверх-
ности. Как видно, температура не входит в формулу Томсона. Движе-
ние пара может происходить и при равных температурах в капиллярах.
Кроме того, при выводе формулы Томсона не были приняты во
внимание вопросы о дальности действия поверхностных и межмоле-
кулярных сил и о структуре жидкости. Эти обстоятельства, по-видимо-
му, и объясняют все чаще наблюдаемые расхождения эксперименталь-
ных результатов по испарению влаги из дисперсных влажных веществ
с законом Томсона.
V-15. «АНОМАЛЬНАЯ» СКОРОСТЬ ИСПАРЕНИЯ
СУСПЕНЗИЙ ГЛИНИСТЫХ ЧАСТИЦ В ВОДЕ
Одним из примеров отступлений опытных данных от законов Том-
сона и Рауля могут служить приводимые ниже данные измерений от-
носительной скорости испарения суспензий глинистых частиц в воде
по сравнению с испарением чистой воды.
Описание и результаты опыта. Скорости испарения водных двух-
процентных суспензий каолина и аскангеля сравнивались со скоростью
испарения дистиллированной воды. Количества влаги, испаренные сус-
пензиями и водой, определялись взвешиванием бюксов с водой и сус-
пензиями через определенные промежутки времени. Результаты приве-
дены в табл. 6 и на рис. 52 (Достовалов, 1973).
Их анализ приводит к следующим выводам: 1) результаты несом-
ненно показывают, что суспензии глинистых частиц при некоторых ус-
ловиях испаряются быстрее, чем свободная дистиллированная вода'
2) за первые 48 ч каолиновая суспензия испарила влаги больше на
17%, чем аскангелевая супензия, и на 9% больше, чем вода. Асканге-
128
Интервалы времени, ч
Каолин .
Дскангель
Вода . •
я эд асе вреия
Таблица 6
120' iso' 200
Рис. 52. Количества испарившейся вла-
ги из суспензий каолина (1). аска^еи
(2) и из дистиллированной воды
левая суспензия испарила за это время влаги меньше, чем вода, на 7%.
К концу первых 4о ч скорость испарения аскангелевой суспензии пре-
высила скорость испарения воды и каолина (табл. 6); 3) в течение
следующих 120 ч суспензии испарили почти одинаковое количество вла-
ги, превосходящее на 1 % количество испарившейся дистиллированной
воды; 4) за последние 43 ч каолиновая суспензия испарила влаги на
] о/о больше, а аскангелевая на 12% больше, чем вода, и на 9% больше,
чем каолиновая суспензия; 5) каолиновая суспензия в первые 48 ч ис-
парялась значительно интенсивнее, чем вода, а затем интенсивность ее
испарения приближалась к скорости испарения воды; 6) аскангелевая
суспензия вначале испаряла значительно меньше, чем вода и каолино-
вая суспензия, а затем интенсив-
ность ее испарения начала возрас-
тать и стала наибольшей.
Эти «аномальные» особенности
испарения суспензий становятся ка-
чественно понятными, если принять
во внимание следующие обстоя-
тельства: 1) модель структуры сво-
бодной воды (рис. 42, 43); 2) изме-
нение структуры воды при связы-
вании ее поверхностями капилляров
и коллоидных частиц (рис. 51);
3) броуновское движение коллоид-
ных частиц и образование между
ними кратковременных капилляров
в зависимости от среднего размера
и взаимодействия частиц, причем
эффективный диаметр капилляров
зависит от концентрации ча(™: упругость ее пара над ме-
4) изменение структуры воды в ««У"?пЯС, 51,
висками в зависимости от диам Р выц1еР результаты опыта можно
Принимая во внимание ска процессов.
объяснить последовательностью следуюкт^^ велпкн п0 сравненню
1. Диаметры коллоидных ча™ц0( 20 А) Поэтому коллоид-
с диаметром ассоциатов моаек;' ваясь образтют кратковременные ка_
ные частицы, сближаясь " "a,’K"au"n'(c) кожтоидных частиц среднее
пилляры. С Увеличеи"“7повТрхнопном слое суспензия может соответ-
расстоянне между ними в Р оптимаЛьному капилляру ( м
ствовать широкому капилляру (I . °;™' соотвектвуюшпм
узкому капилляру (И1) (₽"/• ’’ (р). Таким образом, при измен
изменениям интенсивности пспарекня 1 с'с„ензии в порядке
ник концентрации (Р). могут изменяться в по-
соответствующие интенсивности г
рядке /э1<7эп>Лп, что и происходит в описываемом опыте, так как
в течение всего опыта частицы суспензии постоянно коагулировали ц
оседали.
2. По данным табл. 6, аскангелевая суспензия в первые 48 ч име-
ла концентрацию, близкую к максимальной (ci, d<^l — узкие капил-
ляры), а затем концентрация уменьшалась вследствие коагуляции ц
осаждения частиц, но до конца опыта не достигла оптимального зна-
чения (<?2, dml — оптимальные капилляры с максимальным испаре-
нием). Поэтому испарение аскангелевой суспензии сначала было мень-
ше, чем испарение воды и каолиновой суспензии, а затем стало наи-
большим.
3. Концентрация каолина в начале опыта была между и с3 и
уменьшалась вследствие коагуляции и осаждения частиц от Сг к с3, со-
ответственно средний диаметр кратковременных капилляров изменялся
от оптимального (rf«/) к широкому (d>2Z). Соответственно скорость
испарения падала, но все время оставалась несколько больше, чем ско-
рость испарения свободной воды.
Вопрос об оптимальной скорости испарения очень важен и имеет
прямое отношение к сублимации влаги из мерзлых пород и ко многим
вопросам физикохимии, термодинамики и молекулярной физики капил-
лярно-пористых влажных дисперсных сред.
V-16. ВЛИЯНИЕ РАСТВОРЕННЫХ ИОНОВ НА СТРУКТУРЫ
И ФАЗОВЫЕ ПЕРЕХОДЫ ВОДЫ В ДИСПЕРСНЫХ ТАЛЫХ
И МЕРЗЛЫХ ГРУНТАХ
Взаимодействие ионов электролита с водой называется гидратаци-
ей ионов. Гидратация представляет собой частный случай сольватации
(любой растворитель), под которой понимается вся сумма изменений,
вызываемых ионами электролита в растворе.
Изучению гидратации ионов в растворах посвящены многие работы
(Самойлов, 1957). Причем некоторые авторы подразделяют сольвата-
цию (гидратацию) на первичную и вторичную. При первичной гидрата-
ции ион прочно связывает молекулы воды (растворителя), которые при
электролизе движутся с ионом как целое. Вторичная гидратация сво-
дится к электростатическому взаимодействию иона с растворителем,
выходящему за объем первичной гидратации. По О. Я. Самойлову,
этим терминам соответствуют «ближняя» и «дальняя» гидратации. В за-
висимости от характера ионов гидратация последних, по О. Я. Самой-
лову, подразделяется на «положительную» и «отрицательную» гидра-
тации. В случае положительной гидратации ион взаимодействует с во-
дой сильнее, чем вода с водой, а в случае отрицательной — слабее,,
чем вода с водой. Вследствие этого вблизи положительно гидратируе-
мого иона потенциальные барьеры повышаются, а трансляционное дви-
жение молекул соответственно уменьшается. Отрицательная гидрата-
ция, наоборот, приводит к понижению потенциальных барьеров в во-
де и соответствующему увеличению подвижности молекул и их транс-
ляционного движения (см. рис. 40). При положительной гидратации
увеличение потенциальных барьеров в воде и соответственно энергий
взаимодействия между частицами воды должно приводить к повыше-
нию температуры замерзания раствора электролита, а при отрицатель-
ной гидратации — уменьшение энергии связей вблизи иона — соответ-
ственно к увеличению трансляционного движения и к понижению тем-
пературы замерзания раствора. На самом деле опыты показывают, что
растворы как положительно гидратируемых, так и отрицательно гидра-
130
тируемых йотов одинаково замеош™,
® свободной водой теМПерат пониженной по сравнен,™
Чтобы избежать протнвоЬечнн
схему положительной и отрицательной^ " Вэ" (|957) предложили
траияющую указанное выше по„™ ™' гвдРа1аВДя ионов (р,\с. 53), ус-
жительной (Л) и отрицательной (В)₽ П° схеме зоны поло-
друг другу и только меняются местами11Дратаций всегда сопутствуют
тации. При замерзании раствора элект При изменении знака гидра-
пенно замерзает при понижении трмпПпР°ЛИТа в обоих случаях посте-
твердсвает в начальный момент гНдпаТРаиТ/1!>Ь' М"а (В)' Зова 1Л)
увеличивается по мощности н “шин и при охлаждении только
и—" ~д Хк2м™’Х™гю “°ж"° —
(±Д£), разделяющих положения^ХХи““"Х^ой »
Рис. 53. Схема положительной (?) и
отрицательной (II) гидратации ионов
(по„ Франку и Вэну): /1—затвердев-
ший слой воды; В — отрицательно-
связанный слой воды; С —свободная
вода
личины ±Д£ зависят от качества ионов и для различных ионов могут
быть как положительными (затрудняющими трансляционное движе-
ние) , так и отрицательными (облегчающими трансляционное движе-
ние). Отрицательная гидратация свойственна, например, катионам ще-
лочных металлов.
Наличие положительно и отрицательно гидратирующихся ионов в
структуре воды (рис. 42) может привести к образованию дополнитель-
ных более или менее прочных ассоциатов. Таким образом, растворение
в воде положительно гидратирующихся ионов (удерживающих свои
водные оболочки) должно приводить при прочих равных условиях к
увеличению средней равновесной массы ассоциатов т(Т, Р). Наоборот,
отрицательно гидратирующиеся ионы должны уменьшать среднюю рав-
новесную массу ассоциатов. Указанные изменения структуры раствора
сопровождаются изменениями всех его физических свойств (вязкости,
плотности, диэлектрической проницаемости и.др.).
V-17. ПЕРЕНОС ВЕЩЕСТВА В ДИСПЕРСНЫХ ПОРОДАХ.
ОБЩИЕ ЗАМЕЧАНИЯ
С общей термодинамической точки зрения причиной переноса вла-
ги и других веществ (ионов, мелких частиц и пр.) в дисперсных поро-
дах являемся неравновесное состояние системы грунт - »ызш«.
мое изменением в пространстве и времени /е₽““дв“амвч^““ "X-
метров, определяющих состояние системы (темп р УР , „’отен.
центрацин ионов, влажности, электрического, магнитного в др. потев
Щ‘аЛГоа1дан™ этих и других потенциалов являются совокупностью сил.
1 радиенты этих дну различных ее агрегатных состоя-
вызывающих передвижение влаги в Ра° пячлнчных потенцна-
ниях. Движущие силы, вызываемые градиентами различных погенш
131
9*
лов, могут быть направлены в одну или в разные стороны. Соответст-
венно этому они могут усиливать или компенсировать друг друга и вы-
зывать интенсивную или ослабленную миграцию влаги. В случае, ког-
да равнодействующая этих сил равна нулю, миграция прекращается
и устанавливается временное динамическое равновесие в системе
грунт—вода.
В природных условиях совокупность потенциалов, существующих
во влажных дисперсных грунтах, представляет собой комплекс взаи-
модействующих величин. Соответственно этому комплексно связаны
между собой и вызываемые этими потенциалами частные процессы, ко-
торые описываются ниже. Поэтому выделение и исследование частных
процессов, например передвижение влаги под влиянием градиентов тем-
пературы, влажности, электрического поля и т. д., является чрезвычай-
но трудной и почти невозможной задачей. Однако попытки исследо-
вать частные случаи миграции влаги постоянно делаются с целью при-
близительного выяснения значения отдельных факторов в комплексном
многофакторном процессе. Это следует иметь в виду при рассмотре-
нии описываемых ниже частных процессов миграции влаги под дейст-
вием различных факторов.
V-18. МИГРАЦИЯ ВОДЫ И ВЫДЕЛЕНИЕ ЛЬДА В ЗАМЕРЗАЮЩИХ,
МЕРЗЛЫХ И ОТТАИВАЮЩИХ ГРУНТАХ
Вопросы миграции воды в связи с льдовыделением в замерзающих
и мерзлых дисперсных грунтах изучали различные исследователи
(М. И. Сумгин, Н. А. Цытович, А. Е. Федосов, М. Н. Гольдштейн,
Н. А. Пузаков, В. О. Орлов, И. А. Тютюнов, Т. Н. Жесткова, А. И. По-
пов, Е. А. Втюрина, Л. В. Чистотинов, X. И. Буюокос, С. Тэбер, Г. Бес-
ков, П. Хоекстра, Э. В. Миллер и др.).
При этом различные авторы учитывали различные группы факто-
ров, упуская остальные и предлагая свои теории миграции влаги. В ре-
зультате в настоящее время существует несколько теорий миграции
воды в замерзающих грунтах и пока еще нет единой общепризнанной
теории. Существуют- теории, принимающие капиллярный механизм пе-
ремещения влаги. в_промерзающих грунтах (капиллярная теория пор
замерзания, теория порового вакуума, напорной миграции и др.), и
теорил_дденечной-Миграции влаги (теория сил кристаллизации, адсорб-
ционных сил скелета грунта, сил всасывания, компрессионных сил при
замерзании воды, молекулярно-кинетическая теория, теория химичес-
кого потенциала и др.). В литературе существует большое число об-
зоров по рассматриваемой проблеме (Пузаков, 1960; Жесткова, 1966;
Попов, 1967; Втюрина, Втюрин, 1970; Цытович, 1973 и др.).
Достаточно строгое теоретическое решение задачи о миграции вла-
ги в дисперсных промерзающих грунтах и образовании ледяных про-
слойков затрудняется тем, что не составлена и не решена система диф-
ференциальных уравнений, которая охватывала бы всю совокупность
физических и механических факторов и процессов, участвующих в ком-
плексном процессе миграции влаги и льдовыделения. Поэтому важны-
ми и полезными оказываются математически достаточно строгие реше-
ния этой проблемы для относительно упрощенных моделей промерзаю-
щего грунта и происходящих в нем процессов миграции влаги и льдо-
выделения. Одна из таких математических разработок, выполненная
В. Г. Меламедом, приведена в параграфе IV-18. Ниже приводятся более
наглядные элементарные физические соображения, поясняющие миг-
рацию влаги и образование ледяных прослойков.
132
Замерзание воды в грунте
ЩеТ„~ ™
?„льшкРх градиентах
Шубины промерзания гра\и^^ ^По^^^рГу^л^ия
ся движение вниз изотермических повев^ уменьшаются, замедляет-
на их уровнях выделяются все большие₽кпП°СТеН в пР°меРзшей зоне и
за_и.""Л ЛСЛ".ПР" ЭТОМ бУДет выполненоТ„е"лоты кристалл»-
данной изотермы станет равным с¥им. п ”т° пото|< Q' выше
термы (Л-В, рис. 54) остановится , «ой изо-
здесь замерзать, образуя горизонтали. a PJ И “ая к Heii вма бУдет
ток тепла (<?,) в верхней частя промевзшТт Л°Й Лвда' Пр" эт0“ "°’
А—В должен превышать поток тепла „ “°? выше горизонта
то слоя па величину тепла крпсталлнаап.,» Л'*"'" ,аст" "Р°“еРзше-
То есть должно выполняться условие д У горизонта И— В(у).
Qi—41 =q.
При дальнейшем понижении тем-
пературы на поверхности и соответст-
вующем увеличении потока Q,, раз-
ность Qi—<2г может быть больше q,
тогда изотерма А—В начнет двигать-
ся вниз и прослойки перестанут расти.
Ранее считалось, что условие (5,18)
должно выполняться обязательно на
нулевой изотерме потому, что мигра-
ция воды в промерзшем слое практи-
чески отсутствует. В настоящее время
экспериментально доказано, что миг-
(5,18)
Рис. 54. Схема образования прослой-
ка льда в промерзающем дисперсном
грунте
рация незамерзшей воды при значительной величине градиента темпе-
ратуры может быть достаточной для выполнения условия (5,18) и об-
разования прослойков льда при отрицательных температурах внутри
промерзшего слоя (Ершов, Чеверев, Лебеденко, 1976). Чем меньше
градиент температуры и соответственно меньше мнграция^влаги у фрон-
та промерзания, тем ближе изотерма образования прослойка подходит к
нулевой изотерме.
При колебаниях температуры внутри промерзшего слоя дисперсно-
го влажного грунта возможны и происходят как образование новых
прослойков при квазистационарных положениях изотерм или при вы-
полнении условия (5,18), так и изменения и даже исчезновения ранее
образовавшихся прослоек. При этом влага может мигрнр nnvra
„ого прослойка к другому, т. е. они могут расти за счет друг друга.
В зависимости от температурных градиентов и формы
вой кривой вообще возможны пять случаев теп у „зменения
кипах прослойка и соответственно динамики нхроста " в“^
положения в дисперсном грунте. Эти пять . у Р
₽',С' в’случае (/) температурная кривая ^“х““’в„чиер”„^Л№
<4—В при минимальной температуре. Пр направлении идет
токи Q. и ft направлены к прослойку. В.том же -"Р^ть как
миграция влаги, и прослоек может j
133
сверху, так и снизу. В случае (2) прослоек А —В расположении .макси-
муме температурной кривой. Потоки Qi и Q2 идут от прослойка вверх
и вниз. Соответственно направлены потоки миграции влаги и прослоек
может уменьшаться по мощности. В случае (3) потоки Qi и Q2 направ-
лены в одну сторону, к поверхности грунта. В том же направлении идет
миграция влаги и прослоек А—В может убывать сверху и нарастать
снизу. В случае (4) потоки Qi и Q2 направлены вниз. В том же на-
Рис. 55. Направление тепловых потоков вблизи прослойка льда А—В в зависи-
мости от хода кривой температуры
правлении происходит миграция влаги и прослоек А—В может нарас-
тать сверху и убывать снизу. В случае (5) температурная кривая на-
правлена перпендикулярно горизонтальному прослойку. Тепловые по-
токи Qi = @2=0, и прослоек не изменяется, оставаясь в равновесном
состоянии. Миграция влаги к растущему горизонтальному прослойку
льда и ее замерзание приводят к иссушению и усадке нижележащего
Рис. 56. Динамика формирования сегрегационных прослоев льда (/ и 2) и продвиже-
ния фронта промерзания (£Пр) и фронта сегрегационного льдовыделения (|л) в про-
мерзающей каолиновой глине (t (£л)ж—2° и /( DP)« — 0,8°С). I — мерзлая зона грун-
та со слоистой крнотекстурой; II — промерзающая зона грунта с массивной криотекс-
турой; III — талая зона промерзающего грунта (по Э. Д. Ершову)
слоя грунта. Эта усадка может вызывать напряжения растяжения и
образование сетки вертикальных трещин. В этих трещинах может за-
мерзать мигрирующая влага, образуя вертикальные прослойки льда.
Сочетание горизонтальных и вертикальных прослоек льда часто при-
водит к образованию параллелепипедальных «ячеистых» или «блоко-
вых» криогенных текстур. Закономерности образования сеток верти-
кальных трещин излагаются ниже в параграфах V-24, V-25.
Характер температурной кривой на рис. 54 при охлаждении сверху
показывает, что градиенты температуры особенно велики в верхней ча-
сти промерзающего слоя и уменьшаются по мере приближения к фрон-
ту промерзания. Эти градиенты температуры, естественно, являются
основной силой, перемещающей влагу в замерзшем слое и увеличиваю-
щей таким образом градиент влажности в талой зоне. Это приводит к
нарушению термодинамического равновесия как в промерзшем, так и
в талом слое промерзающего грунта и к возникновению миграции вла-
134
п, как а мерзлой, так и в талой зоне п.
«лаги из талой зовы переносится вятт„,.Р" ЭТОМ «™ая часть потока
лах отрицательных температур от Р" "Р^Рзающей зовы в „рем.
ГРа"отпПлРЯ0МегРЗаН'"' М"ГРа“"ОНИЫЙ ПОТО? ВЛЯ НеП0СрѓђВе""° ™
Отсюда гтЯ1.пв,„п„ ------- поток влаги промерзает слабо.
-т-4-------* , u-iV
"П—гтттпттг—г ? . е Па
100 Ку ^м-с'1
,г- . ...... •’•".рацио..
Отсюда становится понят-
ным и экспериментально уста-
новленный факт зарождения и
роста сегрегационных прослоев
льда не на самой границе про-
мерзания (или оттаивания для
.случая оттаивающих грунтов),
а выше нее, в уже мерзлой ча-
сти грунта. В связи с этим в
промерзающем (оттаивающем)
грунте выделяется обычно, три
характерных участка (мерзлый
участок со шлировой криоген-
ной текстурой, промерзающий
участок грунта с массивной
криогенной текстурой и талая
часть промерзающего — отта-
ивающего грунта) и две разде-
ляющие их границы — фронт
промерзания и фронт сегре-
гационного льдовыделення
(рис. 56).
0,01 0,1 1
____I___I 11IIII11
0,1 '
Рис. 57. Характер изменения по вы-
соте промораживаемого образца во-
донасыщенной каолинитовой глины:
плотности миграционного потока (/»),
потенциалов влаги (рв), коэффици-
ентов влагопроводностн (Хв) и диф-
фузии влаги (К„). градиентов влаго-
содержания по жидкой фазе (w) на
фиксированный момент времени £сл
и £пр — фронт сегрегационного льдо- ™
выделения и промерзания
Характер изменения по высоте в промораживаемом образце водо-
насыщенной каолинитовой глины величин: плотности миграционного
потока (/ш), потенциалов влаги (рю), коэффициентов влагопроводностн
Uw) и диффузии влаги (/<w), градиентов влагосодержання по жидкой
фазе (ш) в данный момент времени — представлен на рис. 57.
Мощность и форма формирующихся ледяных прослоев и шлиров
определяется в основном характером и интенсивностью развития про-
цессов тепло- и влагообмена, обезвоживания, льдовыделення и влагона-
копления в промерзающих грунтах. Более высокая интенсивность вла-
гонакопления и скорость сегрегационного льдовыделення при этом
обычно наблюдается в породах, содержащих большое количество ча-
стиц пылеватой фракции минералов группы каолинита и насыщенных
многовалентными катионами, а также при оптимальном соотношении
135
градиента температуры в мерзлой части промерзающего грунта и ско-
рости промерзания. Это связано с возрастанием плотности миграцион-
ного потока незамерзшей воды за счет увеличения градиентов суммар-
ного потенциала влаги, а также определяется увеличением продолжи-
тельности формирования ледяных шлиров при уменьшении скорости
промерзания.
V-19. ЭЛЕКТРОКИНЕТИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ.
МИГРАЦИЯ ВЛАГИ И ЧАСТИЦ ГРУНТА ПОД ДЕЙСТВИЕМ
ЭЛЕКТРИЧЕСКОГО ПОЛЯ
Наличие в дисперсных мерзлых грунтах электромагнитного поля
также может быть причиной миграции влаги, ионов и мелких частиц.
Основой для таких процессов переноса является трансляционное дви-
жение молекул, их ассоциатов и ионов. Электрические силы сообща-
ют трансляционному движению частиц некоторую направленность, ре-
зультатом которой и являются процессы их переноса или миграция.
Миграция влаги и мелких
частиц в дисперсных средах
под влиянием электрических
сил получила название «элек-
трокинетических процессов».
Эти процессы были открыты
в начале XIX века профессо-
ром Московского университе-
та Ф. Рейссом. Процессы миг-
рации жидкости через дис-
персные среды под влиянием
электрического поля были на-
д званы электроосмосом и дви-
жение частиц—«электрофоре-
зом».
В 1859 г. Квинке получил
эффект обратный осмосу—воз-
никновение разности электри-
Рис. 58. Двойной электрический слой и элек- ческих потенциалов при про-
1Р“”'1те“^;Ги""ажЛИд"кое₽™""Це ТЮрд™ ™анИ„ жидкости под давле-
нием через пористые среды.
Этот обратный эффект назы-
вается возникновением потенциалов фильтрации. Наконец, в 1878 г.
Дорн обнаружил появление электродвижущей силы под влиянием ме-
ханического перемещения крупинок песка в жидкости. Это явление на-
зывается эффектом Дорна или потенциалом седиментации.
Квинке объяснил процесс электроосмоса наличием на границе
твердого тела и жидкости двойного электрического слоя. Если, напри-
мер, со стенкой капилляра связан прочно слой отрицательных зарядов
(рис. 58), а слой положительных зарядов находится в жидкости, то
действие электрического поля вызовет движение заряженного слоя
жидкости, а остальные слои жидкости будут увлекаться вследствие си-
лы трения.
Теоретическую разработку идеи Квинке о двойном электрическом
слое выполнили Гельмгольц, а затем Перрен и Смолуховский.
Двойной электрический слой и электрокинетический потенциал на
границе твердой частицы и жидкости . схематически изображены на
рис. 58.
136
Здесь слой 1—1 изображает слой
твердым телом. Эти заряды обычно отпипД»08' ПРОЧНО связанных с
личием свободных валентностей в попоп™ ЛЬНЫе и вызываются на
Этот слой зарядов образует как бы внутвенжпТ^^ твердого тела
па. В качестве которого можно рассматоиввтк »К"ТУ к°ндансэть:
насматривать двойной электрический
r жидкостиЛ°АсущийЛп^отиппН0СИТеЛЬН° неподвиж,|ый слой 2—2 ио-
нов ЖИДКОСТИ, несущий противоположные заряды Запяпы слоя 2—2 не
110Ля0^идкостиПдальше0от3пппДЫ "а “а вост"'
МУ % ' ? ппноимриныу па овеРХ11ОСТИ раздела располагается слой ио-
110В ™ ЗНЭКУ заряда со слосм 2~2- Эти ионы обла'
дают уже большей подвижностью, возрастающей по мере удаления от
границы раздела. Эти подвижные ионы образуют так называемый диф-
фузный слои.
Толщина диффузного слоя зависит, в частности, от температуры и
концентрации электролита в жидкости.
На рис. 58 линия а—б показывает потенциал в твердом теле; ли-
ния б—в — падение потенциала в неподвижной части двойного элект-
рического слоя; в—г — падение потенциала в подвижной части двой-
ного слоя (^-потенциал) и г-д — уровень потенциала в жидкости.
Разность потенциалов между уровнями а—б и г—д представляет
собой термодинамический, или е-потенциал, а часть этого потенциала,
соответствующая падению потенциала в диффузном слое, — электроки-
нетический, или ^-потенциал.
Изменения градиентов ^-потенциала, или электрических сил, вслед-
ствие наложения внешнего электрического поля являются причиной
электрокинетических явлений.
В частности, скорость электрокинетического движения жидкости
(и) под влиянием электрического поля между двумя электродами, оп-
ределяемого разностью потенциалов Е, выражается уравнением:
и=, (5,19)
4лт] I
где г _ сечение капилляров (или сумма сечений пор), £ — эл<^Р0*11
нетический потенциал; и - диэлектрическая постоякная ;«и™,
и - коэффициент вязкости жидкости; I - расстояние между эл.ктр
Да” Уравнение (5,19) получается из равенства сил трения
пой электродвижущей чт0Фмы Je знаем достаточно
входящих в нее величин затРУ"™у„ коэффициентов вязкости
определенно диэлектрических постоянных ко жч
связанной воды. . пппймпм электрическом слое частицы
Исходя из представлении о двойном мртрива10т как сложные
коллоидных размеров ®отрицательные заряды поверх*
электрические системы. Деиста. ’ СР положительными ионами и
ности частиц могут взаимодействовать с
частицами воды. «очанкой поверхностью частиц в
Общее количество воды, следующих факторов. I) от
той породе, зависит главным “бра^ь то или иное количество воды,
способности данного минерал нчняы активной удельной п Р
или от его гидрофильности, ) ’ д„сперсиости; 3) от с,кта“
НОСТИ породы, зависящей ного раствора; 4) от темпера ур '
модействующего с породой Д фазового состояния РУ
кинетической энергии частиц воды, о)
туры воды. 137
Приведенные электрокинетнческне представления позволяют объяс-
нить процесс электроосмоса. Действительно, подвижный диффузивный
слои образуется положительными ионами, поэтому он движется к от-
рицательному электроду, и у последнего уровень жидкости повышается.
В процессе электроосмоса движение глинистых частиц происходит к
положительному электроду, что должно наблюдаться, так как эти ча-
стицы несут преимущественно отрицательные заряды.
Электрокинетнческне процессы наряду с электропрогревом грунта
расширяют возможности целенаправленного изменения физических
свойств грунта или их технической мелиорации для нужд строитель-
ства.
В то же время в естественных условиях в мерзлых дисперсных по-
родах может происходить некоторое перераспределение льда, вследст-
вие электроосмоса незамерзшей воды, теллурическими или земными
электрическими токами. Однако эти процессы изучены еще недоста-
точно.
V-20. МИГРАЦИЯ ВЛАГИ И ЛЬДОВЫДЕЛЕНИЕ В ЗАМЕРЗАЮЩИХ,
МЕРЗЛЫХ И ОТТАИВАЮЩИХ ГРУНТАХ.
ВЫВОДЫ И ДОПОЛНИТЕЛЬНЫЕ ЗАМЕЧАНИЯ
Данные, приведенные в предыдущих параграфах, позволяют сде-
лать следующие выводы и дополнительные замечания.
1. Миграция влаги вызывается неравновесным состоянием системы
дисперсный грунт—вода и происходит под влиянием градиентов тем-
пературы, влажности, давления, концентрации ионов, электромагнитно-
го поля и других потенциальных величин. При этом наиболее частым,
ведущим фактором является градиент температуры, изменение которо-
го вызывает изменение всего комплекса действующих факторов.
2. Вследствие наличия в промерзающих, мерзлых и оттаивающих
грунтах слоев незамерзшей воды в них под влиянием градиентов по-
тенциалов также происходит миграция влаги.
3. Миграция незамерзшей воды выводит ее из состояния равнове-
сия, что приводит к недостатку или избытку незамерзшей воды в дан-
ной части грунта, что может сопровождаться соответственно процес-
сами иссушения и растрескивания или процессами льдовыделення и
пучения.
4. Миграция незамерзшей воды и льдовыделение вызывают в за-
мерзающих и оттаивающих грунтах неравномерные изменения их эле-
ментарных объемов и развитие объемно-градиентных напряжений и де-
формаций, последние описываются в последующих параграфах.
5. Льдовыделение мигрирующей влаги происходит в тех участках,
горизонтах, слоях мерзлого грунта, где она по термодинамическим ус-
ловиям является неравновесной и избыточной. Такими участками явля-
ются преимущественно ослабленные места и дефекты структуры грун-
та (микротрещины, пустоты, контакты между слоями различного со-
става).
6. В переменных температурных полях первичные криогенные тек-
стуры не остаются постоянными, а изменяются иногда за счет друг дру-
га потому, что продолжается миграция и фазовые переходы незамерз-
шей воды.
7. Миграция влаги и льдовыделение в достаточно влажных мерз-
лых грунтах возможны как при охлаждении, так и при нагревании
мерзлых дисперсных грунтов в области отрицательных температур. Та-
ким образом ледяные шлиры могут расти и увеличивать свою мощ-
138
«ОСТЬ в верхних слоях криолитозоны при их весенне-летнем прогре-
V-21. ПУЧЕНИЕ ПРОМЕРЗАЮЩИХ И ОТТАИВАЮЩИХ
ДИСПЕРСНЫХ ПОРОД
Промерзание, а в некоторых случаях и оттаивание дисперсных по-
род В естественных условиях сопровождается их пучением, т. е. нерав-
номерным увеличением объема грунтов. Происходит это ’как за счет
увеличения объема имевшейся в грунте воды на 9% при ее кристал-
лизации, так и вследствие замерзания новых объемов воды, мигрирую-
щих из талой части грунта в промерзающую и к фронту сегрегацион-
ного льдовыделення.
Пучение дисперсных пород наблюдается во всей области распро-
странения сезонно- и многолетнемерзлых пород, однако происходит
.крайне неравномерно вследствие локальных особенностей состава, стро-
ения и свойств пород, а также условий их промерзания. Крайним вы-
ражением неравномерности этих сложных процессов является образо-
вание таких локальных морфологических форм рельефа, как бугры пу-
чения, булгунняхи, пятнистые тундры, каменные венки и пр., где пуче-
ние участвует как главный, или как необходимый составляющий про-
межуточный процесс.
При хозяйственном освоении территории особую опасность пред-
•ставляет как раз не абсолютное значение деформации пучения, а не-
равномерность пучения по площади. За критерий неравномерности пу-
чения при этом принимается процентное отношение превышения вели-
чины пучения одной точки над величиной пучения другой к расстоянию
между ними. В естественных условиях (исключая бугры пучения) зна-
чение этого коэффициента неравномерности пучения может изменяться
от 3—4 до 10—15%.
Обычно различают пучение, происходящее при промерзании дис-
персных пород в условиях открытой (с подтоком влаги извне при на-
личии водоносного горизонта) и закрытой (без подтока влаги из водо-
косного горизонта) системы, а также при наличии инъекционного. пере-
мещения воды к фронту сегрегационного льдовыделения_В иучаепро
мерзания неводовасыщенных грубодисперсных пород и " и
инъекционной подачи воды к фронту промерзания пучение практически
Не "деформация пучения промерзающего грунта
висит от величины льдонакопления в нем,, . . увеличении плот-
мигрировавшей в промерзающую зону- У щейУпороде (за счет
мости миграционного потока влаги Р 1 Р коэжжНШ1ентов влагопе-
возникновения больших gradt^ или _ ЛЬПОНакопление, а следо-
реноса) и замедлении скорости ПР°^*Н”* На этой
вательно, и величины пучения ди Р ^щие расчетные схемы и
основе построены практически все у I пр0Мерзающих грун-
методы количественной оценки вели Уфельдма;, И. А. Золотарь,
тов (Н. А. Пузаков, В. О. Орлов. 1. позволяют определять
В. Г. Меламед и др.). Эти методы по сущ Уц тчения или с
максимально возможную ’иемУс,ымариу|о'мощность горизон-
большим ила меньшим приближеинем иум
тальных сегрегационных ПРОСЛО пучения (Лиуч) существенным обра-
В действительности величина пучен‘я I “'^те;н0 н от характера
зом зависит не только от льд°нзк°т типа формирующейся криогенной
распределения льдистости в нем, от типа ч> н
текстуры, от величины усадки (/iyc) талой зоны промерзающих пород
и пр.
Так, в случае формирования массивной криотекстуры, когда влага
при быстром промораживании пород практически фиксируется на мес-
те, пучение оказывается незначительным. При формировании в про-
мерзающем грунте типично ячеистой («бентонитового» типа) криотек-
стуры пучение практически отсутствует, что связано со специфическим
в этом случае характером роста вертикальных и горизонтальных про-
слоев льда за счет уменьшения объема ячеек грунта. Максимальная ве-
личина пучения обычно наблюдается в случае образования горизон-
тально слоистой криогенной текстуры, когда пучение в значительной
мере определяется суммарной мощностью ледяных шлиров. При фор-
мировании блоковой криогенной текстуры величина пучения оказывает-
ся меньшей в сравнении со слоистой.
С учетом усадки в процессе обезвоживания талой части промерза-
ющего грунта величина пучения выражается в виде (Ершов, 1972)
^пуч ~ ^шл '^ус'
Причем деформация усадки, зависящая от состава и строения грунта
и условий его промерзания, может достигать существенной величины и
даже перекрывать значение (ЛШл), т. е. при промерзании тонкодис-
персных грунтов с образованием шлировой криогенной текстуры воз-
можны случаи не только поднятия, но и опускания дневной поверхно-
сти грунта.
Все вышеизложенное в отношении пучения промерзающих грун-
тов в значительной мере применимо и к оттаивающим породам, когда
за счет формирования шлиров льда в мерзлой части грунта при его
оттаивании также имеет место процесс пучения.
Развитие в промерзающих грунтах сложных физико-химических и
физико-механических процессов, обусловливающих влагоперенос, усад-
ку и криотекстурообразование в породе, приводит к возникновению су-
щественных по величине нормальных и касательных сил пучения
грунта.
Таким образом, изучение закономерностей, а также прогноз и уп-
равление процессом пучения промерзающих и оттаивающих дисперс-
ных пород возможно только на основе комплексного подхода к иссле-
дованию этого процесса который определяется не только составом,
строением и свойствами промерзающего грунта и условиями промерза-
ния, но и развитием в нем таких сложных процессов, как криотексту-
рообразование и усадка.
V-22. КОАГУЛЯЦИЯ И ПЕПТИЗАЦИЯ КОЛЛОИДНОЙ ЧАСТИ
В ДИСПЕРСНЫХ МЕРЗЛЫХ ПОРОДАХ. ТИКСОТРОПИЯ
Так как в дисперсных системах свободная энергия представлена
в значительной мере свободной поверхностной энергией коллоидных ча-
стиц, пор и других поверхностей, то одним из важных способов умень-
шения свободной энергии таких систем является процесс уменьшения
их активной поверхности.
Напомним, что поверхностная энергия представляет собой избы-
ток энергии, сосредоточенный на границе фаз, и рассчитывается по
отношению к плотности энергии в объеме граничащих между собой тел,
из которых образовался поверхностный слой. Удельная поверхностная
энергия рассчитывается на единицу площади и выражается в эрг/см2.
140
(5.20)
Удельная свободная поверхностна.
стене, например, жидкость - васышеиЯ"" ° 0«»окомпоВентпой си-
с поверхностным натяжением жидкое™ £ 8 РаЕ»»»с™и совпадает
поверхностная энергия (17.) " °™ W-Наконец, удельная полная
иббса—Гельмгольца равна
U, = п~Т dq
dT '
где Т — температура в °К; dtyldT __
верхностного натяжения. ’ температурный коэффициент по-
Для границы вода — лар при 1=20"С, в=72,8 эрг/см! - — =
=0,16 эрг-см‘/К и 17,= 119,7 эрг/см2. ' dT
Так как da/dT — малая отрицательная величина то г понижением
температуры о слабо увеличивается, а второй член' уравнения 15" <П
слабо уменьшается. В результате упельн». уравнения и.20)
практически слабо завнё.Дт ,пменё™“ХеЙХ"°CT"a'' ’"СРГ"’
Дисперсная система, без притока энергии извне,
стремится всеми возможными путями уменьшить свою свободную по-
верхностную энергию, то коагуляция, являющаяся одним из путей этого
уменьшения, идет самопроизвольно. При этом за счет свободной поверх-
ностной энергии образуются различные связи, совершается внутренняя
работа и выделяется теплота образования связей.
Пептизация —процесс, обратный коагуляции, наоборот, связан с
разрывом связей, увеличением свободной поверхностной энергии и тре-
бует совершения работы над системой, т. е. притока, поглощения и пре-
вращения внешней энергии.
Минимальные значения свободной поверхностной энергии, обус-
ловливающие устойчивость дисперсной системы при данных термодина-
мических условиях, зависят от термодинамических параметров, т. е.,
например, при разных температурах дисперсная система имеет различ-
ные устойчивые степени дисперсности. Поэтому при колебаниях тем-
пературы коагуляция может сменяться пептизацией и наоборот, но во-
обще при прочих равных условиях обязательно коагуляция будет идти
при охлаждении, а пептизация — при нагревании системы.
Этому положению не противоречат некоторые кажущиеся исключе-
ния, например обжиг глин и денатурация некоторых коллоидных си-
стем. потому что в них путем приложения внешней работы вообще
уничтожается дисперсная система.
Так как поверхностная энергия равняется произведению обгцеи по
-лерхности дисперсной составляющей на поверхностное "3
граййё-соприкосновения ее с дисперсионной сР«'1“р ° ™"д““X
уменьшению поверхностной энергии выражается во-первых, в стремле
НИИ уменьшить величину обшей ёоверхкост-
степень дисперсности, а во-вторых, у м 3 стае _ почвенного
ного натяжения дисперсионной среды,
РаСТПоРва=рхност„ое натяжение воды при даиио^--Р^^ X
деленная величина (при 0 оно ра • Д’ ’ вещества (орга-
„иться при добавке«ш-
нические кислоты и основания сП р юдь1 пропорционально их
ва), понижающие ”овеРхк<^т" „еви„ повышающие его (иеорганкчес-
концентрации; имеютси соед кие соеднненкя с большим
кие соли, кислоты и основания " н гяха0\
числом гидроксилов в молекуле, например сахар).
141
Вследствие стремления дисперсной систем У жающпе ррт“
ное натяжение дисперсионной среды вещества, частик /РХ'
костное натяжение воды, концентрируются у п Д' * (п°-
ложительная адсорбция). Наоборот, вещества, упялрн«ерх'
костное натяжение воды, имеют большую концентр У ии от
поверхности частиц (отрицательная адсорбция). .
Это последнее положение выражается формулой
с da
(5,21),
где Дт — избыток (положительный или отрицательный) растворенно-
го в дисперсионной среде вещества на единицу поверхности дисперсной
составляющей по сравнению с тем его количеством (т), которое было
бы в отсутствие активной поверхности; с — концентрация растворенно-
го вещества; 7? — газовая постоянная; do/dc — частная производная,
выражающая уменьшение или увеличение поверхностного натяжения с
увеличением концентрации; в первом случае do/dc — отрицательна, а
Дщ — положительна, а во втором случае da/dc — положительна, а
Д/и — отрицательна.
Вторым фактором, уменьшающим свободную поверхностную энер-
гию, является уменьшение величины удельной активной поверхности,
достигаемое коагуляцией коллоидных почвенных частиц в более круп-
ные агрегаты.
Коагуляция коллоидных частиц происходит в основном двумя пу-
тями: 1) связыванием частиц, несущих одинаковый заряд, ионом элек-
тролита, имеющим противоположный заряд, и 2) взаимодействием ча-
стиц между собой.
При очень малых концентрациях ионов электролита коагуляция
неустойчива (мало вероятна), так как редкие скоагулировавшие ча-
стицы снова разъединяются флуктуациями теплового движения. Но
при некоторой достаточной концентрации ионов коагуляция становится
устойчивой и прогрессирует. Такое значение концентрации ионов назы-
вается «электролитическим порогом концентрации». Порог концентра-
ции зависит: 1) от рода коллоидных частиц; 2) от степени их дисперс-
ности; 3) от вида электролита и от рода обменных ионов, находящих-
ся в данном коллоиде.
Возможность начала и развития коагуляции зависит также от ус-
тойчивости коллоидных систем. Последняя обусловливается их лио-
фильностью, выражаемой образованием сольватных (гидратных) обо-
лочек, препятствующих коагуляции. Для коагуляции необходимо раз-
рушение или уменьшение толщины этих оболочек.
Устойчивость гидрофобных золей и суспензий зависит от заряда
поверхности частиц, образующего двойной электрический слой, защи-
щающий от коагуляции.
Коагуляцию данного коллоида можно вызвать добавлением друго-
го, противоположно заряженного коллоида, например золь SbiS, (отри-
^1™‘,„Нь%?аРа™еННЬ'“) ,коагУ™РУ« Fe(OH)3 (положительно за-
Кллоидов3 СЛУ’а" Коагуляц,,и называется взаимной коагуляцн-
vMeJmfbubкоагуляции. рассматривает механизм слияния частиц и
иляы> е т..м ГИС'1а ско₽ость коагуляции и устойчивость колло-
идных систем. Согласно теории скорость коагуляции dn/dt равна
dn , 1 ।
— = foi* или — = -I- и,
Ш п По
(5,22>
142
Рис. 59. Схема влияния концен-
трации пептизатора (с) иа
прочность коллоидной структу-
ры (р)
прочность коагуляционной
где ''пело частиц в единице объема: t — время; k — константа
коагуляции; по — число частиц в начальный момент (при t=0).
1\ак уже было сказано, процессом, обратным коагуляции, являет-
ся пептизация первичных частиц. Она сопутствует и противодействует I
коагуляции, и между этими процессами может устанавливаться равно-
r?Cl&C’г>Условливающес устойчивость данной коллоидной системы. По
П. А. 1 ебиидеру (1951), пептизация является основным фактором коа- |
гуляционного структурообразования вследствие увеличения числа ча-
стиц в единице объема, т. е. увеличения коллоидной фракции.
Повышение дисперсности под действием пептизатора вызывается
тем. что он нейтрализует ионы электролита, способствующие коагуля-|
I ции. Так как образование коллоидных ——В—И
I структур (гелей) связано с определенной Г
степенью дисперсности, то существуют он- р
тимальные условия для образования таких т
структур, и сами структуры имеют наи-
большую прочность при определенной кон-
центрации пептизатора.
Схема влияния концентрации пептиза- р
тора (с) ..............Г. 6
структуры (р) представлена на рис. 59.
Здесь р0—начальная прочность при с = 0;
PmnN — максимальная прочность при опти-
мальной концентрации пептизатора.
Особенности коагуляции и дисперги-
рования в замерзающих и мерзлых грунтах
при колебаниях температуры. При замерза-
нии влажных дисперсных грунтов и при последующих колебаниях темпе-
ратуры в них происходят следующие явления, способные влиять на
процессы коагуляции и диспергирования. При замерзании грунта уве-
личивается концентрация ионов в незамерзшей части воды, может
быть достигнут порог коагуляции и может произойти коагуляция кол-
лоидных частиц с уменьшением общей активной поверхности и ди-
терсности. Процесс этот необратим, потому что при отганвапни льда,
выделившегося между укрупненными частицами, получае’ет
гая (меньшая) концентрация почвенного раствора, так
,о„ов остается связанной с частицами и не возвращается в раствор.
В результате дисперсная система изменяется в иапРаалан““ У"“а„ия
центрацни коагулирующих я диспергирующих ™емих температур
ные значения активной поверхкоеп. Температуры. Усн-
грунта и должны yM!Ba“aJ ’ 0ГОлетнемерзлых пород пылеватых
ленное развитие в области миоголетиемерзлы н услов„яма а
грунтов, по-видимому, связано с указанными вы ;
процессами. повторных замораживаниях я оттаи-
Уменьшенне Д1КП'Р™” "₽нТа подтверждается многочисленными
ваниях влажного глинистого РУ повышение температуры заыерза-
опытами, неизменно ,юваТ 'Хторого предела этой температуры, при
которой^даоистигается лравя^веси^ соотношений указ^^^т
Гу=е„Сн^
НЫХ пород.
Как в первом, так и во втором случае многократное промерза
в протаивание рыхлых отложений вызывает образование пылеваты'
ОТЛС'в результате коагуляции коллоидных и глинистых частиц 06paav
ются вторичные гранулометрические элементы — микроагрегаты, КГ
торые при оттаивании породы сохраняются и проявляют свойства Пы.
леватой фракции.
При диспергировании песчаных и более крупных отдельностей об-
разуются первичные пылеватые частицы.
Повышенной пылеватостью отличаются обычно верхние слои дНс
персных пород. Однако и более глубокие напластования этих пород На
севере криолитозоны содержат значительное количество пыли. В част-
пости, много пылеватых частиц в сингенетических толщах многолетне-
мерзлых пород, которые в процессе формирования подвергались много-
кратному сезонному промерзанию и протаиванию, а затем постепенно
захоронялись в мерзлом состоянии более молодыми осадками.
Образование вторичных пылеватых частиц, или пылеватых микро-
агрегатов, — результат необратимой коагуляции коллоидных и глинис-
тых частиц при замерзании дисперсных пород. Несомненно, что коагу.
ляция почвенных и грунтовых коллоидов и глинистых частиц происхо-
дит и при положительной температуре, но не всегда глубоко. Напри-
мер, известно, что при физико-химическом взаимодействии противопо-
ложно заряженных золей происходит лишь понижение электрокинети-
ческого потенциала и ослабление устойчивости коллоидов, т. е. золи
сенсибилизируют друг друга. В данном случае достаточно небольшого
повышения концентрации электролита, которое происходит при замер-
зании влажной дисперсной породы в результате высаливания, чтобы
завершилась глубокая взаимная коагуляция грунтовых коллоидов и
глинистых частиц с образованием микроагрегатов пылеватых раз-
меров.
В работе Г. Ф. Кройта (1936) показано, что вероятность сцепления
частиц между собой уменьшается по мере увеличения агрегата. Ука-
занное явление возникает потому, что в процессе коагуляции коллои-
дов в результате снижения или потери заряда разряжение происходит
неравномерно по всей поверхности частицы. Поэтому сцепление осуще-
ствляется за счет тех участков поверхности частиц, где электрокинети-
ческий потенциал становится ниже критического, т. е. где разряжение
прошло дальше. Прн этом сильно заряженные участки оказываются
снаружи, на поверхности агрегата. Следовательно, чем больше размеры
агрегата, тем меньше возможность присоединения к нему других ча-
стиц. Указанная причина и приводит к образованию вторичных пыле-
ватых частиц (микроагрегатов) при «облёссовании» дисперсных пород
в процессе их замерзания и протаивания.
Многочисленные опыты показывают, что при замерзании влажных
рыхлых пород совершается также процесс диспергирования песчаных и
более крупных отдельностей, в результате которого образуются пер-
вичные пылеватые частицы. ..
В природных условиях несомненно наблюдаются случаи, когда
крупные отдельности при резких перепадах температуры испытывают
неоднородное напряженное состояние, при этом возникает концентра-
йЦИнЯЛа=НИИ В отлельных местах тела, приводящая к образованию
тельных трмп₽РпТИН’ КР°Ме ЭТ0Г0, гРУнтовые отдельности при отрица-
X, tZn Р урах п°ДвеРгаются давлению, возникающему при фа-
™и?^Дер«Х0ДаХ В0ДЫ В0 влажных грунтах. Эти давления в точках
он акта угловатых песчаных частиц породы могут достигать в зам-
144
кнутых системах колоссял! u».iv
микротрещин в дефектных Jn™ нчин и пызвать также образование
Однако обоачппЛП ’ псРе,1апРяженных местах отдельностей,
стицах еще ’Лр11и" ITST ’ песла|,ых " болсе «РУпных ча-
новения в эти трещины«“я облени,°- Лпшь в результате проник,
довершается “ро™'"" адотрОщЮ||"«го™тю»"™ n₽™‘p“eXepy'’n95n.
npibHocTeifVi^urv’ диспеРгирование песчаных и более крупных от-
трещин в частицахДппп° ДВС стадии: 1 стадня ~ образование микро-
прпятрпп и п 1ЦЭХ породы как результат внешних воздействий (тем-
RcSeXVn? ННЯ ПРИ псРеходах воды); 2 - дробление частиц
вследствие расклинивающего действия воды, проникшей в микротрсщп-
ны при протаивании породы.
Почему песчаная и более крупные отдельности при криогенезе
дробятся до размера пылеватых частиц? Известно, что дробление ве-
щества до частиц определенного размера связано с существованием де-
фектов в его структуре. Указанные дефекты приводят к расхождению
между теоретической прочностью вещества, рассчитанной на основе
энергии связи его атомов, и реальной прочностью. Например, расчет-
ная прочность кристаллов поваренной соли, более 200 кг/мм2. В дей-
ствительности же прочность этих кристаллов на разрыв не превышает
0,45 кг/мм2. А. Ф. Иоффе утверждает, что кристаллы имеют понижен-
ную прочность вследствие существования поверхностных микротрещин
и дефектов в структурной решетке вещества, где связи атомов слабее
теоретической. Поэтому прочность твердого тела определяется прочно-
стью самого слабого места в его структуре. Следовательно, реальная
прочность вещества никогда не соответствует его теоретической проч-
ности.
Одновременно с этим при уменьшении отдельностей твердого тела
дефектных мест на их поверхности и в структуре вещества становится
все меньше и меньше, поскольку тело дробится по микротрещинам и
местам дефектов. Таким образом, по мере дробления тела «расходу-
ются» дефектные места в его структуре. Между этими местами веще-
ство или тело обладает реальной прочностью, близкой к теоретической,
т. е. отдельности представляют собой прочные мелкие тела.
Вероятно, кристаллические породы в ходе физического выветрива-
ния могут дробиться до пылеватых частиц. Дальнейший процесс дис-
пергирования затухает, поскольку мелкие (пылеватые) частицы имеют
большую прочность, чем крупные. Кроме того, некоторые пылинки пред-
ставляют собой монокристаллы, которые или не имеют плоскостей
спайности или обладают несовершенной спайностью, поэтому являются
более прочными, чем поликристаллические отдельности я ке подперта-
ются дальнейшему диспергированию. u пыгп
Тиксотропия. Способность коллоидных растворов (золей) и высо
кодисперсных суспензий обратимо затвердевать или загустевать с те-
пня буровых
менно* прекращается* мешает оседаю частиц раздробленной породы.
10 Зак. 98
в холе бурения в результате перемешивания тиксотропный гли-
нистый раствор^разжижается и проникает в „нкротрещины возник,
в твердой породе в забое пол механическим аоздсГ'ствие'" 6’£°”ого "«
конечпика. Раствор адсорбируется на свободных поверхностях микро-
трещин, вызывает двухмерное адсорбционное давление, по П. А. ре.
биндеру, и довершает дробление породы. „„
Тиксотропные свойства и изменения структуры влажных глин про-
являются и имеют значение в некоторых мерзлотно-геологических про-
цессах при образовании полигональных форм микрорельефа (пятнис-
тых тундр, каменных венков и проч.).
V-23. ВНУТРЕННИЕ (ОБЪЕМНО-ГРАДИЕНТНЫЕ) НАПРЯЖЕНИЯ
И ДЕФОРМАЦИИ В ГОРНЫХ ПОРОДАХ
Напряжения в массивах горных пород, вызывающие их деформа-
ции, в частности растрескивание, можно подразделить на две сущест-
венно различные группы: 1) напряжения, вызванные внешними усло-
виями, приложенными к поверхностям массива, и 2) напряжения, воз-
никающие внутри массива под влиянием неравномерного изменения,
элементов его объема, вследствие каких-либо физических или химиче-
ских процессов, например усыхания, охлаждения, диагенеза, рекристал-
лизации с изменением объема и проч.
Тогда как теория напряжений и деформаций первой группы до-
стигла значительного развития и решены многие относящиеся к ним
механические задачи, этого нельзя сказать о напряжениях и деформа-
циях второй группы. Относительно этих напряжений и деформаций по-
ставлена только частная, так называемая температурная задача тео-
рии упругости, причем ее решения для массивов, представляющие осо-
бенный интерес для мерзлотоведов, почти совершенно отсутствуют.
В существующих работах по структурной геологии и тектонике на-
пряжения и деформации второй группы или совсем не рассматривают-
ся, или лишь слегка упоминаются, и во всяком случае между напряже-
ниями указанных двух групп не проводится четкого различия. Между
тем имеются основания полагать, что именно напряжения, возникаю-
щие вследствие неравномерного изменения элементов объема массивов,
являются основными как в микротектонических, так и в макротектони-
ческих процессах.
Неравномерные изменения связанных между собой элементов объ-
ема массива происходят вследствие изменения в массиве некоторо!'г
физической величины, например температуры, в некотором направле-
нии, или, другими словами, вследствие наличия градиента этой величи-
ны. Поэтому внутренние напряжения и деформации второй группы
можно назвать вообще «объемно-градиентными» напряжениями и де-
формациями (Достовалов, 1952). Частным случаем последних являют-
ся, например, температурные напряжения в массивах. Задачи по опре-
делению объемно-градиентных напряжений и деформаций, вызываемых
различными процессами, являются в механическом смысле аналогич-
ными, изменяется лишь физика и масштаб явлений.
Так как основой напряжений в данном случае являются изменения
объема, независимо от характера вызывающего процесса, закономер-
ности деформаций также должны быть общими или аналогичными для
всех видов объемно-градиентных напряжений. Поэтому закономерно-
сти, полученные при рассмотрении, например, температурных напряже-
нии, можно применять к напряжениям, возникающим при перекристал-
лизации массива с изменением объема и т. д.
146
Характер объемно-градиентных напряжений и деформаций. Для
выяснения характера объемно-градиентных напряжений рассмотрим з
качестве примера напряжения и деформацию элементарного твердого
кубика ABCDFWHK, охлаждаемого сверху (рис. 60).
При равенстве температур во всех точках кубика температурных
напряжений нет, и он сохраняет кубическую форму.
При охлаждении сверху верхний горизонтальный слой площадью
ABCD стремится сократиться до размеров площади A\B\C\D\, но этому
мешает связанный г «и»» -------"
Рис. 60. Характер температурной
деформации куба при охлаждении
сверху
мешает связанный с ним лежащий
ниже слои, температура которого вы-
ше, а площадь больше.
Вследствие взаимодействия этих
слоев в них возникают напряжения:
верхний слой растягивается нижним,
а нижний —сжимается верхним. То
же можно сказать о любых двух со-
седних слоях, за исключением поверх-
ностного слоя, который растягивается
особенно сильно.
Если отделить рассматриваемый
кубик от массива, в нем произой-
дет деформация сдвига и изгиба.
Каждый горизонтальный слой будет
сдвигаться к своей центральной точке
относительно лежащих ниже слоев.
Поверхность ABCD станет вогнутой и
займет положение Л|В1С1О|, а поверх-
ность FWHK—выпуклой и займет поло-
жение FtWiHiKi.
Таким образом, при охлаждении сверху каждый элемент охлажда-
ющегося массива испытывает растягивающие, сжимающие, сдвигающие
(касательные) и изгибающие напряжения. Но до наступления разрывов
в однородном бесконечно протяженном массиве температурные напря-
жения проявляются как растяжения или сжатия, а деформации — как
сокращения или расширения по вертикали.
В естественных условиях распределение температур с глубиной а
области миоголетнемерзлых пород в начале зимы показано на рис. 61.
Рис 61 Распределение температур к иапряжеиа» • “Р““
а) в начале зимы и б) в начале лета
147
10’
Как видно из этого рисунка, в верхнем
«иже средней температуры. Поэтому элеме льц-
сокращены и растягивают друг друга. Н Р нагревания» Ч^'0<?
(2) имеется максимум температуры (след I ле риРе объСу.Десь
температуры грунта выше средних, поэтому эл Р грун-
та относительно расширены и сжимают друг друг •
Распределение температур и напряжений Р м Р°д п
начале лета схематически показано на рис. 61, Р До, что
летом зоны сжатия и растяжения меняются местами. npnv„„
Следует иметь в виду, что напряжения Раст"*с,'“" ® “ Р*’см Сло«
зимой выражены гораздо сильнее, чем напряжения сж и летом; во-
первых, потому, что при протаивании грунта и льда в нем происходит
уменьшение объемов, компенсирующее температурное рашширение, а
во-вторых, потому, что пластичность протаявшего г.ли!ни1стого грунта
также уменьшает напряжение сжатия. Поэтому напряжения сжатия
развиваются в начале лета, собственно говоря, только в нижней мерз-
лой, ио относительно нагретой части слоя /, однако здесь градиенты
температуры уже уменьшены и напряжения поэтому невелики.
V-24. ПРИБЛИЖЕННЫЙ РАСЧЕТ ТЕМПЕРАТУРНЫХ И ДИАГЕНЕТИЧЕСКИХ
НАПРЯЖЕНИЙ В МАССИВЕ, ОГРАНИЧЕННОМ ГОРИЗОНТАЛЬНОЙ
И ВЕРТИКАЛЬНОЙ ПЛОСКОСТЯМИ
При промерзании в начале зимы дисперсные грунты могут сна-
чала несколько увеличивать свой объем вследствие увеличения объема
при переходе воды в лед, но затем при дальнейшем охлаждении они
Рис. 62. Схема постановки задачи при приближенном расчете температурных напря-
жений в массиве, ограниченном горизонтальной и вертикальной поверхностями
уменьшают свой объем по причине обычного температурного сокраще-
ния твердых тел при охлаждении.
Попытаемся приближенно определить напряжения, возникающие
® в®Рх,1ем слое меРзл°й толщи при ее дальнейшем охлаждении
(Б. Н. Достовалов, 1952).
С этой целью схематизируем задачу следующим образом (рис. 62).
Расположим систему прямоугольных координат (х, у, г), как по-
казано на рис. 62, и будем рассматривать массив, как нижнюю чет-
148
верть пространства, ограниченную плагиат
ком случае являются свободны™ то™? " ху Д которые » »»"
пературы в массиве представлены коптов 1’уСТЬ "Р“ ”2?
да справа от плоскости «г в си то “ прмой ,|ас,и 62 Тот’
менты объема будут стрем птьст П"МТЬЮ 42 " »“ мр’""с мс’
ребро Оу отойдет вправ? па песетой™» оя” от,|м"™ь,ю |,,|ж™5 "
возникнут растягивающие вапряжеито ™' Ж' прсм" "
упругости силами сцепления ₽ Уравновешиваемые и пределах
i^DacCToaiinH7*? лтП??ЖеИ1,ЯтТ п сечении. параллельном плоскости
У явными хяппяжеи П0СЛ*АНей; При ЭТОМ МЫ будем СЧИТВТЬ ИХ КПГВ-
т „б-Si? .? ' "р"?°жишы»и к поверхности массива. Такая
ЗЯ ^тАпг.» пион иряжсннй касательными физически оправдывается
характером реальных температурных кривых (рис. 61). показывающим,
что изменения температур и, следовательно, температурные напряже-
ния сосредоточены преимущественно в поверхностном слое породы (/).
Задача эта статически неопределима, так как даны только равен-
ство и противоположная направленность сил в любой точке выбранного
сечения. Воспользуемся поэтому принципом совместности деформаций.
Рассечем массив плоскостью, параллельной плоскости yz, на рас-
стоянии х от последней, тогда силы сцепления уже не будут уравнове-
шивать силы растяжения; в отсеченной части напряженного слоя про-
изойдет деформация сдвига, и отрезок BD, представляющий ширину
отсеченной полосы, переместится влево на расстояние S = — ОВ, в по-
ложение АС (рис. 62). Длину ОВ можно приближенно считать сокра-
щением длины х при охлаждении на М—h,—/0 градусов, то есть напи-
сать равенство
0B = 2s = axM, (5,23)
где а — коэффициент линейного сокращения данного массива.
Если мы теперь восстановим действие сил сцепления, то последние
произведут деформацию сдвига в обратном направлении, причем абсо-
лютный сдвиг опять будет равен S.
Известно, что абсолютный сдвиг S связан со сдвигающей каса-
тельной силой Qx следующим соотношением
s = (5.24)
FQ .
где Az — расстояние закрепленной плоскости тела от параллельной ей
плоскости, по которой действует сила Qx; F — площадь, по котор
действует сила Qx (в данном случае F=xy)', = 2(i -НО М°ДУЛЬ
упругости при сдвиге, где, в свою очередь, Е - модуль Юнга и р -
К0ЭФПриравниваяС5°изаравенств (5.23) и (5.24), получим уравнением
определения силы Q.. действующей в направлении х.
(5.25)
2 FG
п 1 (5,26)
откуда
Вялая вместо силы Q. тангенциальное напряжение т.- (QJF) •
имея ГвгГду чтоТ°(Д№) =grad./, получим окончательно
х s 2.аOx grad,/. (5,27)
149
гт А//Az за нормальную температуру ненапр,.
При расчете гркдяентя ,Ь „„„ммать среднюю температуру „а
жеиного грунта, естественно, при н а) Тогда слои при fo-J
бине нулевых годовых амплитуд (Р ’ 'расширены и сжаты а
ысоких температурах будут шльво нрн
более низких - относительно,ьокр ^сяве т, „ охлаждаю,1»,
Таким образом, т,и,ея“" "“ при наличии н кем свобод!?
массиве, например я”порЦионально градиенту темпер.,?
вертикальной "»“Р ё.сстоявию ° от свободной вертикальной „о^’
ио вертикали Л(/Лх. Р»«™’""”* а „ ю»ффиииеигу линейного /,*
НОСТИ, модулю упругости при СДВИ1С w ТТ рас-
ширении (сокращения) грунтао. лр„ сдвиге или разры.
Приравнивай Тж времени > Р <5 27) можно подсчитать р.г
веющему напряжению п, из форму ' ЯНости. на котором Л"’
стояние х от свободной вертикалы юн * чени.-( и поошпйт ? Са‘
тельные напряжении достигнут предельных значений произойдет р„.
рыв (появится трещина).
Это расстояние равно
(5.28)
„ Д/
“° л7
Расчеты показывают (Достоаазоа, 1952), что расстояния между,,,,
ра.мельпыми трещинами, получаемые по формуле (5.28). хорошо со.
гласуются с наблюдаемыми в природе.
Из формулы (5,27) можно приближенно подсчитать н глубину зия-
ющей трещины Az и зависимости от ширины трещины с на поверхно-
сти и механических характеристик породы.
Действительно, принимая во внимание, что
ОВ тахаМ представляет собой ширину трещины
напряжения тх на линии растрескивания равны
копиям хъ, ио формуле (5.27) получаем
Ос , Ес
Ьг =--------------------------— = •
в формуле (5,23)
на поверхности и что
разрывающим напри-
(5.29)
Переходя к диагенетическим напряжениям и трещинам, мы рас-
смотрим только трещины усыхания в глинистых грунтах.
Подход к приближенному расчету напряжений, возникающих в
грунте вследствие его неравномерного высыхания, или, другими сло-
вами, вследствие образования градиента влажности, может быть со-
вершенно аналогичным с постановкой вопроса в случае температурных
напряжений. Характер напряжений в обоих случаях будет совершенно
одинаковым, а различие заключается лишь в количественных харак-
теристиках. Вместо коэффициента линейного сокращения (а) мы бу-
дем иметь коэффициент линейной усадки при усыхании (k), а вместо
градиента температуры — соответственно градиент влажности
(Аш/Az), и формула для разрывающих напряжений хь при усыхании
влажного глинистого грунта будет иметь вид
(5.30) ।
Z
аналогичный виду формулы (5,27).
На основании полученных зависимостей можно сделать выводы.
1. Существование свободной вертикальной поверхности предопре-
деляет направление образующихся трещин, и в однородных массивах
при этом условии должна формироваться система параллельных тре-
щин на расстояниях х друг от друга (закон параллельности).
150
глы при сопри-
Рис. 83. Порядок оброаоппинп мороапбойных
трещин п однородных грунтах
2. Так как вектор грязной-»
„речными трещинами ,Щ си™м"“’ ?«««». Должна рм^кГпо.
женин продольных и попе- ' првМоУгольн»1коп. У|
речных трещин должны
быть прямыми (закон пер-
пендикулярности).
3. Разрывающие напря-
жения (ть) пропорциональ-
ны произведению линейного
размера отдельности (х) на
градиент температуры
(Л//Д2), поэтому при малых
градиентах массив распа-
дается на крупные прямо-
угольные отдельности, а за-
тем при увеличении градиен-
тов эти отдельности после-
довательно делятся пополам
трещинами последующих
порядков генерации на все
более мелкие отдельности (рис. 63).
. .!.и!ЧлпСя°«£1Же,,ИИ трс“1ИН в иняс основания и перпендикуляра ос-
нование образуется ранее, более длинной трещиной, более низкого по-
рядка генерации, а перпендикуляр позже, более короткой трещиной,
более высокого порядка генерации.
5. В неоднородных породах с переменными в некоторых пределах
от точки к точке а и G трещины должны быть извилистыми и нс впол-
не параллельными друг другу, но перпендикулярность в точке сопря-
жений остается в силе.
6. В литологически различных породах с отличающимися физико-
механическими характеристиками (а и G) должны вообще развиваться
системы отдельностей различной крупности.
7. Кроме двух систем взаимно перпендикулярных вертикальных
трещин, выделяющих прямоугольные призмы, последние должны раз-
биваться горизонтальными трещинами на параллелепипедальные от-
дельности.
V-25. ОБРАЗОВАНИЕ ПОЛИГОНАЛЬНЫХ СЕТОК ТРЕЩИН
И ПАРАЛЛЕЛЕПИПЕДАЛЬНЫХ ОТДЕЛЬНОСТЕЙ
В МАССИВАХ ПОРОД
Температурное растрескивание однородных пород. Температурное
растрескивание массивов горных пород особенно ярко проявляется в
виде морозобойного растрескивания мерзлых глинистых пород. Поэто-
му мы рассмотрим их температурное растрескивание, имея в виду, что
полученные выводы можно относить вообще к температурному и диаге-
нетическому растрескиванию массивов.
Опишем теперь на основании полученной формулы, как происхо-
дит растрескивание массива породы. охлаждающегося с поаерхнос™_
При достаточно больших линейных размерах массива и гРада""'
температур напряжении обязательно превысят aPne“a"““''“''P™':
мне и появится трещина. После образования первой трещины наступа
151
ют существенные качественные изменения в процессе растрескивания.
МасХ^распадается „а дое част... причем каждая часть имеет по две
свободных поверхности — горизонтальную и BePJ''KaJ,,1’,lV0H 62>
Появление свободной вертикальной поверхности (yOz на рис. 62)
обусловливает деформацию сдвига, которая частично уменьшит напря-
женийJ причем уменьшение напряжений пропорционально углу сдвига
Рис. 64. Полигональные грунты в районе р. Хатанги. Фото с само-
лета Б. А. Тихомирова
(т). С удалением от свободной поверхности угол сдвига будет умень-
шаться, а напряжения возрастать, пока опять не дойдут до предельного
значения (временного сопротивления).
При однородности материала расстояния от первой трещины, на
которых напряжения достигают предельных значений, будут одинако-
вы и, следовательно, вторая трещина пойдет параллельно первой. Та-
ким образом, свободная вертикальная поверхность предопределяет на-
правление следующих трещин, и поверхность однородного массива раз-
бивается параллельными трещинами на ряд полос одинаковой ширины.
Осуществление сдвига у краев полос дает возможность породе не-
сколько деформироваться без разрыва в направлении вдоль полос, по-
этому поперечные разрывы полос наступают на расстояниях у, превы-
шающих х в первом случае, и охлаждающийся с поверхности однород-
ный массив должен разбиваться трещинами не на квадраты, а на пра-
вильные прямоугольники, у которых короткие стороны образуются поз-
же длинных.
Подтверждением сказанному может служить фотография (рис. 64),
снятая Б. Л. Тихомировым с самолета на Таймыре. На ней ясно видны
правильные прямоугольники, образовавшиеся в результате растрески-
вания мерзлых пород. В левой части рис. 64 правильность прямоуголь-
ников нарушается, по-видимому, вследствие залегания неоднородных
пород.
Образовавшиеся трещины способствуют охлаждению массива. По-
верхности разных температур располагаются параллельно стенкам тре-
152
щин и горизонтальным повел™
градиентов температуры Ростям полос а пяп„
прямо пропорциональны граЕг"ДИКуляР"° ТаТкак на±ЛЬШИХ
развиваться в иаппяйн».. Ие”там, наиболкп... k как напРпження
следовательно, вторичные'”4 Нанб°льшнх гпа1иеи™П₽Я>КеНИЯ яолжны
дикулярно первичным Ы тРеи*»ны должны Г™" темпеРатУРы и,
УП0Р,тамуХ ста"рГже”Е”“«"«. “ порос».
ляра можно утверждать, 1Р'™" ‘ оспо.ания » яернеяднта
Эго ут’.°е„5Х"“С *»»«ь
ляра можно утверждать
пендикуляр позже. Это ' утвеп-жпо”.““"
иллюстрируется схемой третий г ”е
63), на которой noeai’S а, Р”'
нерацин трещин перенумерована п
рядке их образования/ Р °'
Выделение блока FGQH (Рис 65)
не снимает полностью температурных
напряжении в нем. а только ?меньша
ет последние до значений ниже раз-
рывающих усилий. По формуле (527)
эти напряжения должны возрастать
пропорционально расстоянию от сво
водных вертикальных поверхностей к
середине блока и будут больше ко
таи аа (рас. 65), кем „о ж„н
Поэтому при новом увеличении гради-
ента температуры разрывов произой-
дет по линии аа' и блок разделится по-
полам на два блока: FGa'a и Qllaa'.
Так образуются параллелепипе-
дальные отдельности в породах. При
малых градиентах температур образу-
ются крупные прямоугольные блоки. При возрастании градиентов тем-
ператур эти прямоугольные отдельности делятся последовательно попо-
лам, образуя все более мелкие блоки. Таким образом, размеры полиго-
нов служат своего рода измерителем максимальных градиентов.
Заметим, что призмы, выделенные системами взаимно перпенди-
кулярных вертикальных трещин, должны при достаточных градиентах
температуры рассекаться горизонтальными трещинами, с одной сторо-
ны, вследствие существования изгибающих усилий (рис. 60), а с дру-
гой стороны, в силу охлаждения образовавшихся вертикальных поверх-
ностей призм.
Зависимость размеров отдельностей от градиентов температуры
приводит к выводу, что выделяющиеся блоки одной и той же породы
Должны быть крупнее в мягких, морских и тропических климатических
условиях и мельче при резких континентальных, арктических колеба-
ниях температуры.
Температурное растрескивание неоднородных пород. Если модуль
сдвига, коэффициент линейного расширения и градиент температуры в
охлаждающемся массиве породы не являются постоянными, то разры-
вающие напряжения достигаются на различных расстояниях х от пер-
вой трещины или от свободной вертикальной поверхности (формула-
5.27). Вследствие этого трещины одного порядка генерации не будут
строго параллельны друг другу и закон параллельности нарушается.
Вариации указанных выше параметров вызывают также извилне-
гость трещин, причем па пзаплппа.х создаются особо
Довня для поперечных разрывов. Эти условия
153
Рис. 65. Схема последовательного
растрескивания полигональных от-
дельностей
на рис. 66. Из этого рисунка видно, что на вогнутой стороне трещины
J тангенциальные напряжения расходятся, образуя разрывающее уси-
лие, а на выпуклой стороне они сходятся и сжимают породу. Поэтому
вторичная поперечная трещина 2 образуется на вогнутой стороне мас-
сива по линии обозначенного на рис. 66 пунктира.
Указанная извилистость трещин может привести к тому, что во всех
случаях растрескивания образуются последовательно только перпенди-
кулярные друг другу трещины, а
Рис. 66. Механизм образо-
вания вторичной трещины
(2) на вогнутой стороне
первичной трещины (/)
не параллельные с выделением полос
породы, как указывалось выше для
однородных пород, но направляю-
щее влияние свободных вертикаль-
ных поверхностей продолжает дей-
ствовать.
Указанная последовательность
растрескивания неоднородных мерз-
лых пород действительно наблюда-
Рис. 67. Схема образования тре-
щин в неоднородных породах
ется и схематически изображена на рис. 67, на котором последователь-
ные трещины перенумерованы в порядке их образования, а извилис-
тость преувеличена по сравнению с действительно наблюдаемой.
Такая система трещин разбивает неоднородный массив на первич-
ные, вообще полигональные, но преимущественно тетрагональные от-
дельности различных размеров и форм. Далее, при возрастании гради-
ента температуры и напряжений, эти отдельности последовательно де-
лятся на части, как было описано выше.
Образование систем трещин усыхания принципиально аналогично
образованию систем морозобойных трещин в неоднородных мерзлых
грунтах. К ним относятся все закономерности, выведенные для моро-
зобойных трещин, только крупность сеток трещин усыхания убывает с
•севера на юг, а не с юга на север, как в случае морозобойных трещин,
и крупность полигонов усыхания на порядок меньше морозобойных по-
лигонов.
Остается в силе образование трещин нескольких последовательных
генераций и перпендикулярность трещин последующей генерации тре-
щинам предшествующей генерации в точках сопряжений. Но вследст-
вие неправильных и значительных вариаций коэффициента усадки при
высыхании, градиента влажности и модуля сдвига направление трещин
154
«эстолько отходит ОТ
стей затушевывается "р"“м"»«,»го „
«ы с тремя, npc„MVI " ™» "Рзлетзаая», '.г?„ТМЛ“'°сть '"«•'„во-
ним явсяом гравей ( Д’» ' «шрьм. а »°Г' ”пра"”““ при.
Так как козфф„1р’ "мгда = пять» „ 65ль.
। дан-
Рис. 68. Трещины усыхания в глинистых породах. Фото
Г. С. Константиновой
ном случае образуются гораздо меньшие блоки, чем температурные от-
дельности.
Вследствие того что горные породы отличаются друг от друга по
прочности, модулю сдвига и коэффициентам линейного расширения, в
каждом литологически отличающемся слое пород развивается своя осо-
бая система температурных трещин и отдельностей. Образовавшись,
эти системы трещин, если нет процессов цементации, существуют, пока
существует данная порода. При колебаниях температуры выделившие-
ся блоки испытывают периодически температурные деформации, подоб-
ные деформации, представленной на рис. 60, но если градиенты тем-
пературы не повышаются, то новых температурных трещин не обра-
вуется, и образовавшаяся в данной породе система трещин остается
стабильной и только меняет свою ширину и немного глубину в зави-
симости от колебаний температуры.
V-26. РЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ В ДИСПЕРСНЫХ D-j... e-v.v Stf
МЕРЗЛЫХ ПОРОДАХ1
В предыдущем параграфе при описании растрескивания мерзлых
грунтов последние рассматривались как хрупкие упругие твердые тела.
Г^влсно „о кн.: Вялов С Йд^°сссрП<|%^е^?1!1С₽МЫХ ГРУНТ°“
и расчеты льдогрунтовых ограждений. М, Изд-во АН Ш.Р, ism.
155
Иначе говоря, полагалось, что время релаксации напряжений велико
по сравнению с временем их возникновения и развития. Но при дли-
тельном действии напряжений и внешних нагрузок релаксация уже-
играет заметную роль, и мерзлые дисперсные грунты являются упруго-
пластнчно-вязкнми телами.
В этом случае наличие в мерзлых рыхлых породах вязких компо-
нентов — льда и незамерзшей воды — обусловливает развитие реоло-
гических процессов, выражающихся в нарастании деформации во вре-
мени при неизменной нагрузке (явление ползучести), расслаблении на-
пряжений со временем при фиксированной деформации (явление релак-
сации) и снижении сопротивления нагрузкам (уменьшение прочности)
при их длительном воздействии (Вялов и др., 1962).
Прочность мерзлого грунта определяется интенсивностью сил сцеп-
ления или внутренних связей, которые можно подразделить на следую-
щие виды:
1) молекулярные силы сцепления, или молекулярное притяжение,,
между твердыми частицами, разделенными пленками воды. Эти силы
зависят от качества частиц, поверхности взаимодействия и расстояния
между частицами;
2) структурное сцепление, отражающее влияние разнообразных
процессов, происходящих при формировании структуры и текстуры по-
род. Эта часть сцепления ослабляется или исчезает при нарушении ес-
тественного сложения грунтов;
3) цементацию рыхлой породы льдом (Вялов и др., 1962), обус-
ловленную связями между кристаллами льда и минеральными части-
цами. Цементация льдом зависит от количества льда, площади его
контактов и температуры грунта и является наименее устойчивым ком-
понентом сцепления, наиболее реагирующим на изменения температур-
ного режима грунтов.
При изменениях температуры и давления нарушается динамическое
равновесие между незамерзшей водой и льдом, поэтому нагрузка, при-
ложенная к грунту, вызывает частичное плавление льда и избыточная
влага под действием градиента давления перемещается из более напря-
женных в менее напряженные зоны, где вновь замерзает. Одновремен-
но происходит пластическое течение льда и отжатие воздуха (Вялов
и др., 1962).
Эти процессы приводят к развитию деформаций ползучести и к сни-
жению прочности, но одновременно происходят перекомпоновка частиц,
перекристаллизация льда, восстановление связей и упрочнение моле-
кулярного и цементационного сцепления. Если упрочнение преоблада-
ет над расслаблением, деформация ползучести затухает; при взаимной
компенсации расслабления и упрочнения деформация развивается не-
прерывно и аналогична течению вязких сред; если расслабление преоб-
ладает над упрочнением, то деформация нарастает, приводя к разруше-
нию грунта.
Деформацию мерзлого грунта подразделяют (Денисов, 1951) на
восстанавливающуюся, состоящую из упругой и структурно-обратимой,
и невосстанавливающуюся, состоящую из структурно-необратимой н
пластической деформаций.
Упругая деформация связана с упругими изменениями кристалли-
ческих решеток льда и минералов и сжатием воздуха и незамерзшей
воды; опа возникает мгновенно и исчезает после снятия нагрузки. Уп-
ругие деформации развиваются в талых и мерзлых грунтах, когда
время релаксации велико по сравнению с временем действия напря,-
жения.
156
Sena^_[
I нс. 69. Кривые ползучести мерзлых грун-
тов: а-семейство кривых при различных
Я|>>т:> ... >ffj>a,>crl(i: б — схематизация
кривой ползучести
Структурно-обратимая по*
•вследствие изменения том. сфоРМачня меозлыг ™
нами, сопровождаемого пй1НЫ водных пленок р'"тов возникает
вается во времени и РпОбрат1,х,ыми фазовыми ' ду тве₽Д»ми части-
Структурно-необпят времс1’ем исчезает пп вереходам"; °на разви-
зовыми переходами лРьпяИМаЯ дсфоРмация связана нагрузки-
Пластическая Деформация nfivn СТ после снятия нагрузки
-ориентацией кристаллов льда и РазРУшением структуры, пеое-
глинистых частиц, развивается Во
"Рс',е......... исчезает поел™,,'
тмя нагрузки.
Степень развития и относи-
тельное значение каждого из этих
видов деформации зависят от ве
личины и времени воздействия
нагрузки, а также от физико-ме
панических свойств мерзлого
грунта, являющихся функцией
термодинамических параметров.
Развитие во времени дефор-
мации мерзлых грунтов при раз-
личных постоянных напряжениях
о—const изображается кривыми
ползучести (рис. 69), которые
строятся в координатах: относи-
тельная деформация е и время /.
Если напряжение не превы-
шает некоторого предела, кото-
рый называют пределом длитель-
ном прочности щ», порогом ползучести и т. д., то деформация затуха-
ет, если же оно превышает этот предел, то развивается незатухающая
ползучесть.
Кривую ползучести можно подразделить на несколько участков,
отображающих различные стадии деформирования (рис. 69).’Участок
ОА соответствует мгновенной деформации; в зависимости от величины
нагрузки эта деформация может быть чисто упругой или упруго-плас-
тической и исчезает после снятия нагрузки соответственно полностью
или частично. Участок АВ отображает деформирование с уменьшаю-
щейся скоростью или неустановившуюся стадию ползучести. Для неко-
торых тел эта стадия деформирования после снятия нагрузки исчезает
во времени полностью (упругое последействие). Для мерзлых грунтов
она исчезает лишь частично (пластическое последействие), так как
включает как структурно-обратимую, так и структурно-необратимую и
пластическую деформации. При затухающем процессе деформирования
эта стадия продолжается или до некоторого конечного значения е, за-
висящего от величины напряжения, или развивается непрерывно с за-
медляющейся скоростью (вековая ползучесть). В обоих случаях ско-
рость деформации da/dt или е(/) стремится к нулю. При незатухающем
процессе деформирования dzldt уменьшается до некоторого конечного,
практически постоянного значения, зависящего от величины нагрузки,
после чего процесс переходит во вторую стадию ползучести (участок
157
БВ), называемую стадией установившегося или пластично-вязкого те-
чения. Эта деформация полностью необратима.
При дальнейшем развитии деформации установившееся течение пе-
реходит в третью стадию ползучести, или, по Н. А. Цытовичу, — про-
грессирующее течение (участок ВГ). Скорость деформирования1
(de/dt) в этой стадии нарастает, что в конце концов приводит к хруп-
кому или вязкому разрушению мерзлого грунта.
Продолжительность и роль отдельных стадий ползучести зависят
от величины нагрузки (рис. 69, а). Чем больше последняя, тем короче
стадия установившегося течения и тем скорее наступает прогрессирую-
щее течение.
Удельная роль различных стадий деформирования зависит также
от свойств породы. У льда незатухающие деформации возникают прн
любом напряжении (предельное напряжение о». = 0)_ и доминирующее
значение имеют стадии с постоянной и возрастающей скоростями (Вя-
лов и др., 1962; Войтковский, 1960). У мерзлых грунтов развиваются
все три стадии ползучести, причем чем пластичнее и льдистее грунт,
тем большее значение имеют вторая и третья стадии.
В соответствии со схемой (рис. 69, б) полную деформацию мерзло-
го грунта можно представить в виде
ё(О = ео+ f 8jA+ |'₽ёпЛ4- j ё1пЛ, (5,31>
° 'и.т 'пр
где ар — начальная деформация, a ej, еп. 8ш — скорости деформаций
первой, второй и третьей стадий ползучести.
Запись в виде (5,31) означает, что каждая стадия развивается
лишь в соответствующие промежутки времени, и эти деформации сум-
мируются последовательно.
V-27. ФИЗИЧЕСКИЕ И МЕХАНИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
МЕРЗЛЫХ ПОРОД. ПРЕДВАРИТЕЛЬНЫЕ ЗАМЕЧАНИЯ
Известно, что свойства вещества зависят от состояния вещества,
т. е. от термодинамических параметров, и в первую очередь от темпера-
туры. Поэтому различные, так называемые физические константы, ха-
рактеризующие свойства мерзлых пород, могут быть действительно
постоянными только при строго определенных термодинамических рав-
новесных состояниях последних. Такие условия в мерзлых толщах фак-
тически никогда не осуществляются, так как в них все время изменяют-
ся температуры, напряжения, деформации, количества незамерзшей во-
ды, а поэтому и теплофизические, механические, электрические и дру-
гие физические свойства.
Но в реальных условиях относительно динамики физических
свойств мерзлых пород можно высказать следующие положения.
I. Термодинамические параметры изменяются, в общем, закономер-
но, вызывая закономерные изменения состояния мерзлых пород и их
физических свойств в некоторых пределах. Поэтому нужно изучать
закономерности и пределы изменения физических свойств в зависимо-
сти от изменения влияющих на них факторов.
2. Физические свойства мерзлых пород относительны и зависят от
характера воздействий. Примером является изменение свойств льда и
мерзлых грунтов, в частности их прочности при реологических процес-
сах (V-26).
158
3. Свойства мерзлых пи»
нию температуры ТЯ|г ' рыхлых попоп а.,
ся содержание нёзамерзшЛ НИ*’ Особенно в’бл7В?оИтельны к измене
»“ Ф"=«««яе „ ме.гХ"и:0ЯЫ " °с’ ““=«№'
I- При промерзании лига своиства. "° изменяются почти
и льдовыделением резко Е'₽СНЫх пород в свя,.
их свойства. Следует заметит "Яется Их строение "п МИГрацне'< влаги
дисперсных пород обычно ЧТ0 повт°Рные замеп? же влияет на
свойств. При этом порода Мен"80ДЯТ к необратимым"ИЯ " оттанва,,ия
личивается количество яет стРоенне и пиД изменениям их
'л&Хдры\7мр”„~
"калы .ьТпо^дТвмё,^ бодеегглавё
прн промерзании ."J*
их иврзлых толщ отмечаются-
ния. Эти температурные деформации Ап™ сокращен,|я или расшнре-
влажных породах. Так, значения коэЛЛшш ТСЯ особенно сильно во
кого расширения а, полученные И Л,"'?"ного температур-
глин достигали более 3-10-4 «С-> в даль Мдля мерзлых
(1973) для глинистых мерзлых гртнто, 6ы„П' ШУ“"Р™°»"ЯР
шие значения а (1,6-1(Н °C"1) вААА зафиксированы еще боль-
и полускальных город при отрицательных Мт *°ЭффНЦНенты а скальных
хГо--С-'/“’И: "" гРа""™» “«»“ 3'1^ •С-™длаяТна«6а".-“5°Л6х
З-5-Ю-в, 2-™ ^73)0-°™“ " “ ««“tbb J-
г:ф===^’ ₽==
.966)
В « Ра6от“ осаещаются результаты испытавий, главным об-
адаиазонв т5!.перат»“ ('> от ° а» -.“'С- В более широком
диапазоне t (до —60 , для ряда образцов до — |63"С) температурные
деформации мерзлых дисперсных грунтов изучались на кафедре мерз-
лотоведения МГУ (1970—1976). F Р ₽
Результаты экспериментальных исследований показывают, что де-
формации мерзлых дисперсных пород при изменении их температуры-
характеризуются сложными зависимостями: коэффициент температур-
ного расширения а может принимать как положительные (сокращение
при охлаждении, расширение прн нагреве), так и отрицательные (рас-
ширение при охлаждении, сокращение при нагреве) значения, завися-
щие от температуры (/).
Наибольшие значения коэффициента а получены для мерзлых гли-
нистых грунтов, для них отмечается и более сложный характер дила-
тометрических кривых, отражающих зависимость деформаций в от тем-
пературы / (рис. 70, 71).
Так, при охлаждении мерзлых глин и суглинков от 0 до —60° и ни-
Же (до —165° С) преобладают деформации сокращения. Вместе с тем
159*
можно выделить по крайней мере два интервала t, в которых наблю-
дается расширение: выше —2°С и от —20 (—40°) до —30 ( —70 ).
Температурные деформации мерзлых дисперсных пород обуслов-
лены не только объемными изменениями (расширением или сокраще-
нием) их составляющих (скелета, льда, незамерзшей воды), но в боль-
шей степени фазовыми переходами воды и тесно связанными с ними
процессами преобразования их структурно-текстурных особенностей
(коагуляция и диспергаиия частиц скелета, микротрещинообразование.
миграция отдельных ииыаолшищнл,
изменение пористости и др.). Роль
каждого из этих процессов и их
суммарный объемный эффект может
быть различным в зависимости от
состава породы (состава скелета,
влажности, льдистости, количества
незамерзшей воды и газов), ее
свойств, структурно-текстурных осо-
бенностей и температуры. Причем
важное значение имеет прочность
мерзлого грунта, с повышением ко-
торой температурные деформации
снижаются.
Развитие указанных при охлаж-
дении участков расширения глини-
стых грунтов прежде всего зависит
от влажности ш и степени влагона-
сыщения G. Первый из них (выше
—2°С), главным образом обуслов-
ленный кристаллизацией воды, от-
мечается при влагонасыщении, близ-
ком к полному (G>0,7). Второй
участок (от —20 -----40 до —30 —
—70°С), наблюдаемый, как прави-
ло, при значениях w, меньших верх-
него предела пластичности, связан,
как показали специальные исследо-
1кроскопия), с образованием микро-
•Рис. 70. Развитие температурных дефор-
маций е мерзлых грунтов и льда при
понижении температуры /: / — лед, по-
ликристаллический; 2 — песок. ш=26%,
G—1,0; 3 — супесь, ш=30%, G=0,8;
4— суглинок, ш=29%, G = 0,8—0.9; 5 —
суглинок, ш=18%, G=0,4—0,5
вания (электронная и световая
трещин во включениях льда-цемента.
Деформации сокращения глинистых мерзлых пород при охлажде-
нии наиболее интенсивно развиваются в области температур, близких
к 0° (выше —2-----3°С значения а могут достигать 11 —16-10—3 °C-1,
для льда же а = 50-10~6 °C-1, а для скелета грунта а=5—10-10-6 °C-1).
Главными их причинами, по-видимому, являются коагуляция и агреги-
рование частиц скелета. При дальнейшем понижении t до —20° коэф-
фициент а мерзлого грунта резко снижается, что в значительной сте-
пени обусловлено затуханием фазовых переходов воды, упрочнением
мерзлой породы и снижением процессов коагуляции и агрегирования.
Характер развития деформаций сокращения мерзлых глинистых
грунтов при их охлаждении существенно зависит от влажности ш и
степени влагонасыщении G. В различных интервалах температуры эта
зависимость проявляется неодинаково.
В области интенсивных фазовых переходов (до —4------5°С) срос-
том ш, как правило, отмечается более интенсивное развитие деформа-
ций сокращения ес- Причем это наблюдается независимо от условий
увеличения влажности (как при практически полном водонасыщении н
160
Рис. 71. Зависимость коэффициента температурного расширения а мерз-
лых грунтов и льда от температуры t. Обозначения те же. что на рпс. 70
непосредственно за участком расширения (для суглинка значения
“max=|,l — l,6-10~2 °C"1). При температурах ниже—4------5° влияние
и на ес для глинистых пород в наибольшей степени проявляется в слу-
чаях, когда w изменяется в условиях практически постоянной пористо-
сти п п соответственно возрастающего водонасыщення. В этих случаях
И Зон.
161
с ростом w коэффициент а снижается. В условиях полного водонасы-
щения (G=d,0; n=const) зависимость температурных деформаций со-
кращения ес от влажности w проявляется в меньшей степени, причем,
как правило, коэффициент а возрастает с ростом w. В диапазоне тем-
пературы от —40 (—70) до — 165°С величина а практически не зависит
от ш. ,
Интенсивность развития температурных деформации мерзлых по-
род существенно зависит от их дисперсности. Особенно четко эта зави-
симость прослеживается на участках сокращения при понижении тем-
пературы t (или расширения при повышении /)• где с уменьшением
дисперсности пород коэффициент температурного расширения а сни-
жается. По данным И. Н. Вотякова, в диапазоне от —1,6 до —0,4° при
ш=40% коэффициент а глины, суглинка и супеси соответственно равен.
345-10-6, 210-10-6 и 75- КН °C"1.
Наименьшие значения а получены для мерзлого песка. Например,,
в интервале от —2,5 до —3,5° при ш=30% коэффициент а=2- 10-5°С-'.
На дилатометрических кривых мерзлого песка можно отметить как
сокращение, так и расширение, однако по сравнению с глинистыми
породами эти кривые имеют более простой характер. Так, при охлаж-
дении мерзлого песка расширение отмечается только при температурах,
близких к 0° (до —2-----3°). При дальнейшем понижении температу-
ры t до —165° наблюдается лишь сокращение, при этом зависимость
а от t для мерзлого песка проявляется в значительно меньшей степени,
чем для мерзлых глинистых грунтов. Наибольшие значения а мерзло-
го песка (100—300-10’6 °C-1), как и у глинистых пород, получены в.
диапазоне температур t, следующих непосредственно за участком рас-
ширения (от —2 до —4°). Ниже —5° мерзлый песок характеризуется
незначительным изменением коэффициента а.
Коэффициент а мерзлого песка на участках сокращения при ох-
лаждении (соответственно на участках расширения при нагреве) сни-
жается с ростом влажности, причем это наблюдается независимо от ус-
ловий увеличения ш как при практически полном водонасыщении
(G=0,9—1,0) и возрастающей пористости л, так и при близких зна-
чениях л и возрастающем G.
Особенности температурных деформаций мерзлого песка по срав-
нению с глинистыми породами (значения коэффициентов температур-
ного расширения а, их зависимость от температуры t и влажности) оп-
ределяются кинетикой развития процессов, происходящих в мерзлых
грунтах при изменении их температуры, и прежде всего фазовыми пе-
реходами воды, микроструктурными и микротекстурными преобразова-
ниями. В мерзлых песках процессы коагуляции и агрегирования отсут-
ствуют и значения коэффициентов а преимущественно обусловливаются
(за исключением интервала / около 0°С) объемными изменениями ске-
лета и льда.
При низких температурах (от —40 до —150°) значения коэффи-
циента а песка и глинистых грунтов становятся одинаковыми и прак-
тически равны а льда.
V-29. ТЕПЛОФИЗИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА МЕРЗЛЫХ ПОРОД1
1. Теплоемкость. Различают удельную (кДж/кг-°С) и объемную»
теплоемкость (кДж/м3-°С). Теплоемкость (С) является сложной вели-
чиной и состоит из части тепла, непосредственно повышающей темпе-
1 Сокращенно составлено по § 7
1974.
гл. VI книги «Основы мерзлотного прогноза-’.
162
нит-
теплоемкость
—“3 С гидро-
2Л- Си, Дж/иг-‘С
Рис. 72. Зависимость удельной теплоем-
кости песка (пунктир) и глины от вла-
госодсржання (9) н талом (а) и мера-
лом (0) состояниях при плотности ске-
лета (у„): /-0,8: 2-1.2; 3—1,6;
/ — 2,0 т/м1 (по Л. А. Ананяну, 1974).
ратуру или кинетическую
уменьшение внутренние 7 ЭНеРппо тела „ ,
Рассматривая геплоемю'!'. “ *аа™« ni™ »аУЩ=к на
виду аииаотропню всех Л™ “«"ввог, «» и лма.
поверхности (р„с. 47) « *«чееких c.oto, »
нитробензола с удалением „ ™Wa“o °’
максимального аначення акт""»оГ| ™ генлоемкость
sir sxs’
&ХныхП0ВерР^;,Я- "К В0ДЫ ПРИ ВЗа,,1=^-
нюю теплоемкость связанной ТД‘
часто принимают равной ?еплп»ЛЫ
кости свободной воды tS ’’
пушение приближенно обосно5з‘
но, так как теплоемкость прочно
связанной воды меньше, а тепло
емкость отрицательно связашЙ
воды больше теплоемкости сво
бодной воды. Однако изменение С
связанной воды с удалением от
поверхности и средних значений?
для различных категорий связан-
ной воды требуют дальнейших ис-
следований.
2. Зависимость теплоемкости
грунтов от состава и температуры.
Средние теплоемкости грунтов за-
висят от соотношения теплоем-
кости минерального скелета и
средних теплоемкостей различных
категории влаги. Эксперимен-
тально установлено, что темпера-
турный коэффициент теплоемко-
сти минерального скелета пород
мал, например теплоемкость суг-
линков и песков при понижении
температуры на ГС уменьшается
соответственно на 0,07 и на 0,1% (Ананян, 1974). Поэтому теплоем-
кость грунтов и ее изменение зависят главным образом от влагосодер-
Жания. Зависимость изменения теплоемкости талых (а) и мерзлых
(о) грунтов от их влагосодержания (q) и плотности скелета (у) пред-
ставлены на рис. 72. Эта зависимость имеет приближенный характер,
так как теплоемкость глин рассчитывалась без учета влияния незамерз-
Шей воды. Как видно из рисунка, удельная теплоемкость грунтов воз-
растает с увеличением влажности и тем больше, чем меньше объемный
вес скелета.
Понижение температуры в мерзлых грунтах влияет на теплоем-
кость меньше, чем их начальное промерзание. Например, для аллюви-
ального песка с ш = 22% охлаждение от 0° до —20°С уменьшает удель-
НУЮ теплоемкость с 1.42 до 1,09 кДж/кг-°С. а дальнейшее понижение
температуры до __120°С уменьшает С до 0,88 кДж/кг- С (Ананян.
3. ’ Зависимость коэффициентов тепло- и температуропроводности
гРунтов от состава, влажности и температуры. Ниже приводятся резуль-
II» 163
та™ измерений коэффициента температуропроводности а> грунтов на.
пушенной структуры с целью выяснения.
Р а) зависимости коэффициента температуропроводности от влажно-
б)^ изменение этой зависимости при понижении температуры грунта
до — 120°С;
в) зависимости изменения а2 для суглинков от пористости при двух
значениях влажности в талом и мерзлом состояниях.
Зависимость а2 от влажности грунтов в суглинках и глинах при
одной и той же пористости (0,42) показана на рис. 73. Как видно из
Рис. 73. Зависимость коэффициента температуропроводности грунтов от q в
талом (а) и мерзлом (б) состояниях: 1 — каолин; 2— суглинок тяжелый; 3 —
суглинок средний; -/ — среднее значение а для каолина и суглинков; 5 —песок
кварцевый фр. 0,1—0,25 мм; 6 — песок кварцевый фр. 0,25—0,50 мм; 7 — песок
пылеватый (по А. А. Ананяну, 1974)
рисунка, в талом состоянии а2 возрастает с увеличением влажности,
достигая максимума при значениях последней 0,6—0,8, а затем убывает.
В мерзлом состоянии (рис. 73, б) а2 также возрастает с увеличением
степени влагонасыщенности, однако формы и положение кривых, со-
ответствующих разным грунтам, различаются значительно больше, чем
в талом состоянии.
Для песков определения а2 проведены при пористости, равной 0,37.
Полученные для песков значения а2 сильно зависят от дисперсности и
содержания пылеватых частиц. Разброс значений а2 для песков в мерз-
лом состоянии больше, чем в талом. Коэффициент температуропровод-
ности суглинков и глин в мерзлом состоянии был определен в интер-
валах температуры от 0 до —120°С. Опыты показали, что закономер-
ность изменения коэффициента а2 в зависимости от влагоемкости ос-
тается приблизительно одинаковой во всех исследованных интервалах
отрицательных температур. Изменение коэффициента температуропро-
водности с понижением температуры в некоторых случаях достигает
164
аг,мг/ч
Рнс. 74. Зависимость коэф-
фициента температуропро-
водности суглинков от пори-
стости в талом (а) и мерз-
лом (б) состояниях при г.
/ — 0.6; 2 — 0,9
(5,32)
80%. Возможно, что причиной
чие микротрещин и изменение' "3„Мепе""я аг в п
рь! (Ананян, 1974). 11Х количества поиплшХ является пали-
Р 4. Зависимое к »= „ “Р" темпера^,
для суглинков при ДВУХ зняопи, и гРУ"тов (п) 11РРПОП
„менялась от 0,35 до 0,65 Pe ”LMarM“"ot’« 0.6 ,j т“"'к0
В талом состоя»,™ X,,приаеде|!ы "аI »? Г“
величине аналогична при обпи» ,, От пористости пп
„то согласуется с данным» рнс. 73 •aar«a™,I,e„HO„„pa0™l,J "
В мерзлом состоянии зяни/...’,» ' '
фнцнента о" от пористости в су SmB,K°*
=?:i,=3
почти не зависит. «ристости
Коэффициент тенлоироеодкотти (>} ...
считывается по соотношению v
X = aaCwYoo.
в которое подставляются экспериментальные
значения коэффициента температуропроводно-
сти (а2), удельной теплоемкости (Суд) и объ-
емного веса (уОб) грунтов. Характер измене-
ния коэффициента теплопроводности в зави-
симости от влагонасыщенности (q) грунтов
показан на рис. 75. Суглинки в талом состоя-
нии исследовались при одном значении пори-
стости. Как видно из рис. 75, значение?.каоли-
на (/) монотонно возрастает. Но при малой
влагонасыщенности в пределах значений 0,1—
0,3 значение к для каолина больше, чем для
среднего суглинка, а в пределах значений
0,3—0,9 X среднего суглинка (3) больше, чем
для каолина и в конце этого диапазона приближается к значе-
нию X для каолина. Значение X тяжелого суглинка (2) при всех q
меньше, чем значения X для двух других грунтов. Указанные значения
в изменении X для грунтов различной дисперсности при изменении их
влагонасыщенности говорят о сложности состава дисперсного влагона-
сыщенного грунта и о неоднородности механизма переноса тепла в
грунтах различной дисперсности и влагонасыщенности, а также в мерз-
лом и талом состояниях. Действительно, в грунтах различной дисперс-
ности содержатся различные количества разных категории влаги при
одной и тон же влажности. Кроме того, при нагревании дисперсных
влажных грунтов помимо кондуктивного теплопереноса всегда проис-
ходит и конвективный теплоперенос, зависящий от степени характера и
интенсивности связывания воды минеральным скелетом.
В заключение ниже приводятся Данные о теплопроводности мерз-
лых и талых пород (табл. 7, см. стр. 167).
V-30. ВЛАГОПРОВОДНОСТЬ ДИСПЕРСНЫХ ПОРОД Ч, . ; 5 Г
Прп оценке влажноивога кость
"“«обменных характер»™», «« "“{J Котеациалоаровоаносте).
алагопроводность и диффузивность (и/
165
Понятие дифференциальной влагоемкости капиллярно-пористых
сред, в частности грунтов, введено А. В. Лыковым (1961) по аналогии
с их теплоемкостью. Различают объемную и удельную влагоемкость.
Удельная дифференциальная влагоемкость (Сш) численно равна коли-
честву влаги, которое необходимо сообщить единице веса породы для
изменения потенциала влаги, находящейся в ней, на единицу:
Сш =(кг/Дж). Удельная (СЙ) и объемная (С10) влагоемкость
связаны между собой следующим соотношением: Cw=yCK-C'w, где-уск-
объемный вес скелета грунта. Размерность объемной дифференциаль-
ной влагоемкости — кг2/(Дж-м3), или кг/(м8-Па) при замене экви-
валентным давлением (Рш).
Влагопроводность грунтов характеризует их способность проводить
влагу. Она оценивается коэффициентом влагопроводностн (Хш), кото-
рый представляет собой величину, равную количеству влаги, переноси-
мой грунтом в единицу времени через единицу площади при градиенте
потенциала влаги, равном единице. Размерность коэффициента влаго-
проводности — кг-с/м3, или кг/(м-с-Па) при замене потенциала влаги
эквивалентным давлением.
Диффузивность грунтов характеризует скорость распространения
изменения потенциала влаги вследствие насыщения грунта влагой или
его обезвоживания. Она оценивается коэффициентом диффузии влаги
(Aw), который численно равен влагопроводностн грунта при объемной
влагоемкости его, равной единице. Размерность коэффициента диффУ'
зии влаги — м2/с.
166
Торф!
0,21
0,50
0,88
1,38
2,18
3,56
Примечания: 1—Данные СНиПа и В. П. Ушкалова обваботанные П т РпмЯИ
3 А‘л^нн^т °”,Л0ВЫМ О969)! 2 — Расчет проведен по соотиоше’ншшМ. С. Керстена’ (1955У
U. I г бнР Р11И ка*едР.ы мерзлотоведения; 4-Расчет по соотношениям, предло-
женным 11. С. Ивановым и Р. И. Гаврнльевым (1965).
1 Для торфа приведены данные Л. Т. Роман к А. А. Коновалова (1969).
Влагообменные характеристики грунтов (цв, Cw, Kw) определя-
ются их составом и строением, изменяясь в зависимости от влажно-
химико-минералогического состава и
сти, температуры, дисперсности,
структурно-текстурных особенно-
стей породы на порядок и более.
На рис. 76 представлен харак-
тер зависимости влагоемкости,
потенциала и эквивалентного дав-
ления поровой влаги от влажно-
сти талых грунтов различного
гранулометрического состава. Из
опытных данных следует, что с
понижением влажности породы,
а также с увеличением глинистых
частиц величины и Cw умень-
шаются, что указывает на усиле-
ние энергетической связи влаги с
грунтом. Это обусловлено умень-
шением толщин водных пленок и
радиусов влагозаполненных ка-
пилляров, увеличением удельной
активной поверхности пород и их
ул ьтр а пор и стости.
Рис 76 Зависимость эквивалентного
давления (Р«). потенциала влаги (ц„)
„ объемной дифференциальной влагоем-
костн (С») от влажности талых грун-
тов различного гранулометрического со-
става: /-супесь; 2-суглинок; 3-
глипа
167
Характер кривых зависимости коэффициентов и Л',г от влагосо-
держания породы достаточно сходен (рис. 77), поэтому можно остано-
виться на анализе в основном лишь одного коэффициента диффузии
влаги как наиболее часто употребляемого в расчетах. Причем кривые
зависимости Х,г(ш) и М“>) в первом приближении могут быть раз-
биты на три участка (рис. 78, кривая 3). На третьем (III) участке на-
блюдаются довольно большие величины коэффициентов влагоперено-
са. Они характерны для капиллярного механизма миграции влаги в
порах грунта. Движение влаги при этом подчиняется закону Пуазсиля,
исходя из которого подвижность капиллярной влаги пропорциональна
020 0 7U 0,28 032 0,36
Рис. 77. Зависимость коэффициентов
диффузии (Кж) и влагопроводности
(Х„) талых грунтов от их влажности
(ш) и сложения: суглинок естествен-
ного (/) и нарушенного (2) сложе-
Рнс. 78. Зависимость коэффи-
циента диффузии влаги Kw от
влажности талых грунтов раз-
личного гранулометрического
(а) (л=42%) и минералогиче-
ского (б) состава (л = 46%):
1—супесь; 2— суглинок; 3 —
глина; 4— каолин; 5—гидро-
слюднсто - монтмориллонитовая
глина; 6 — бентонит
квадрату радиуса влагозаполненного капилляра. По мере уменьшения
влагосодержания грунта площадь поперечного сечения водного потока
сокращается, снижается подвижность грунтовой влаги, что и прояв-
ляется в уменьшении коэффициента диффузии грунта на втором (II)
переходном по механизму влагопереноса участке кривой Яш(ш). Пер-
вый (I) участок рассматриваемой кривой, соответствующий малым
значениям влажности, характеризуется несравненно более низкими зна-
чениями коэффициентов влагопереноса грунтов. Это объясняется боль-
шей энергией связи этой влаги и особенностями пленочного механизма
миграции при малом сечении водного потока, проводимость которого
ориентировочно пропорциональна квадрату толщины водной пленки.
Экспериментально установлено, что при увеличении дисперсности
породы и при переходе от каолинитовых глин к монтмориллонитовым
коэффициенты диффузии влаги уменьшаются и их зависимость от
влажности начинает приобретать все более резкий характер (рис. 78).
Это связано с увеличением удельной активной поверхности грунта и
уменьшением среднего эффективного радиуса капилляров, что приво-
дит при фиксированном значении влажности к меньшим толщинам вод-
ных пленок и радиусам влагозаполненных капилляров, а следователь-
но, и к снижению подвижности грунтовой влаги. В то же время в гли-
168
ЛИСТОМ грунте, как более оппп„
супесчаным, при небольшой °Р°Д,,ОМ по размеоу поп п
Структура „ текстура готе™. ,
ром. обусловливают..„ д,,фф’J«ажнойшии факта-
тесненных грунтах по сраанс- ть ” нлагонроаодность в ас-
пинию с нарушенными отмеча-
ются большие величины коэф-
фициентов /<,„ и А,„ (рис. 77)
Это связано с существованием
в грунтах ненарушенного сло-
жения более неоднородного по-
рового пространства и соответ-
ственно больших толщин вод-
ных пленок и радиусов влаго-
заполненных капилляров при
фиксированной влажности дис-
персных пород.
В случае слоистой текстуры
(например, при переслаивании
песка с глиной) диффузивность
грунта в направлении, перпен-
дикулярном слоистости, ока-
зывается значительно меньше,
чем диффузивность самого сла-
бопроводящего слоя. Обусловлено это разрывом капилляров влагопро-
водной связи на границе глина — песок, в результате чего миграция
влаги через грубодисперсный слой происходит лишь в малоэффективном
парообразном или пленочном виде.
“>' u,iu и, JU u,J3 OfiO 045
кг1.нг/ms
Рис. 79. Зависимость коэффициента диффузии
влаги талых грунтов различного грануломет-
рического состава и плотности от влажности:
• ’’ 3' /^Гсуп„есь ПР" Yc« равном соответ-
ственно 1,98; 1,93; 1,82; 1,77 т/м3; 5, 6 7 8
9-глпна при уон = 1,69; 1,65; 1,55;’ |',41;
1,35 т/м1
Коэффициенты влагопереноса талого грунта существенным образом
определяются не только дифференциальной, но и его общей пористо-
стью. Так, согласно экспериментальным исследованиям уменьшение
пористости грунта при неизменном его влагосодержанин приводит к
возрастанию коэффициентов диффузии влаги (рис. 79), что объясняет-
ся увеличением толщин водных пленок, радиусов заполненных водой
капилляров и сокращением путей миграции воды. Эксперименты пока-
зывают, что кривые Ки,(ш) подобны для грунта с различной его плот-
ностью—пористостью и смещены одна относительно другой по оси ш
пропорционально изменению уСк (рнс. 79). Это дает возможность пе-
ресчета зависимости /(«(“О грунта от одной плотности (пористости)
к другой (Ершов. Чсвсрев, 1974). Расчетный метод основан на исполь-
зовании одной известной для данного типа грунта «эталонной» кривой
Kw(w) (с известным значением уск грунта), на которой фиксируется
величинам К’. . «о ужо для грунте с другой заданной плотность» сне-
лета уск.
169
Расчетная формула для определения значении полученная из
уравнений прямой, проходящей через известную точку с координатами
Лш и w° и углом наклона а, имеет вид:
= и’ + (у’к — у«). • tg а, (5,33)
где
ur'D — El’n
tga =
Уск — Уск
Рис. 80. Зависимость коэффи-
циентов диффузии незамерз-
шей воды от температуры мерз-
лых грунтов различного соста-
ва: 1 — суглинок; 2 — каолин;
3 — гндрослюдисто-монтомо-
рнллоннтовая глина; 4 — бенто-
a wK0 — капиллярная влагоемкость исследуемых грунтов. Рассчитывая
последовательно по формуле (5,33) значения wx для разных величин
Лш, можно получить необходимое количество точек для построения
зависимости коэффициента диффузии от влажности грунта при указан-
ной его плотности.
На влагопроводность грунтов влияет не только их состав и строе-
ние, но и состав и свойства порового раствора, а также воздействие
температурного, электрического и других
внешних полей. Причем это влияние оказы-
вается различным в зависимости от состава
и структурно-текстурных особенностей дис-
персных пород. Так, например, изменение
коэффициентов диффузии от температуры
более существенно для грубодисперсных по-
род, чем для тонкодисперсных (при повы-
шении температуры от +1 до + 11° С коэф-
фициенты возрастают у супеси примерно
на 15%, у суглинка на 10%, а у глины всего
лишь на 5%). При этом зависимость Kw(t)
в исследуемом диапазоне температур может
быть принята прямо пропорциональной, что
связано с близкой к прямо пропорциональ-
ной зависимости вязкости (т]) воды от тем-
пературы в диапазоне 0--------------------------------1-20° С. При
дальнейшем повышении температуры зави-
симость K.w(t) становится уже существенно
нелинейной.
Влагопроводность и диффузивность
мерзлых грунтов исследована в значительно
меньшей степени, чем талых. Известна лишь
их зависимость от вещественного состава
породы и фазового состава влаги в ней. На
рис. 80 изображены экспериментальные за-
висимости Ки> (t, ш), из которых следует, что при переходе от глины
каолинитового состава к бентониту коэффициенты влагопереноса
уменьшаются почти на порядок. При этом кривые носят сложный ха-
рактер, согласно которому величины Кш увеличиваются при переходе от
высоких отрицательных температур к низким, достигают максимальных
значений в диапазоне — 2—3°С, а затем резко снижаются. Общее умень-
шение коэффициентов влагопереноса при переходе от талых к мерзлым
грунтам объясняется малой подвижностью тонких пленок связанной (не-
замерзшей) воды, а также удлинением путей миграции незамерзшей
170
влаги вследствие уменьщения ₽о
грунта при понижении темп™, е Кол»чества и v™.
Сопоставление коэф*Ипио^ры‘ Увеличения льднстости
мерзлых грунтах показывает ц^В диФФУ3ни жидкой __яги
степенно (без резкого скач£п Крнвые от в талых "
Рассмотренные вьппр , Ка^ пеРех°дят к мепЧПУ,талых гРУ«тов по-
пользованы для оценок \
тах и в талой зоне ппо'»""«« “““ «’
насыщения. Однако ,щи „Р, щ“ гРУИтон с уяетон 7т. гру“‘
зоне дисперсных „ород »U“S“ „XT"0" ‘ "fX'S
Учитывать возможную инерцион-
Зав,1симость коэффициента диффузии влаги от объемной влажности
грунтов различного состава для талого (а—г) и мерзлого (а—г) грунтов-
/ суглинок; 2 каолин; 3 — гидрослюднсто-монтморнллоннтовая глина; •/ —
бентонит
кость фазовых переходов незамерзшей воды в лед, а в соответствии
С этим и изменчивость коэффициентов переноса влаги. Ориентировоч-
ная оценка показывает, что влагопроводность промерзающей зоны вы-
ше проводимости мерзлых и ниже влагопроводностн талых грунтов. Ха-
рактер изменения коэффициентов влагопереноса по высоте промерзаю-
щего образца грунта представлен на рис. 57.
Коэффициенты переноса пара в дисперсных породах исследованы
пока недостаточно полно. В настоящее время можно лишь отметить, что
они существенным образом зависят от общей пористости, структуры
порового пространства, температуры и степени заполнения пор грунта
льдом и незамерзшей водой. Согласно экспериментальным исследова-
ниям А. Ф. Лебедева (1918) и Н. В. Чураева (1962) доля паропереноса
становится ощутимой только при небольших влагосодержаниях, соот-
ветствующих ориентированию максимальной гигроскопической влаж-
ности грунта или при наличии крупных воздухопроводящих пор, пус-
тот. трещин и т. д. Коэффацисити диффузии ядра Щ при этом из-
меняются при температурах порядка —3, —5 С (от (0,04 0,1) у
"«екои различной ф?зкцп до ‘(0.01-0.03) 10- «’<:у гдкк» а™., по-
РОД (Ершов, Кучуков, Комаров, 1975; Ершов, 1еверев, 1974).
171
V-31. УПРУГИЕ СВОЙСТВА
Упругие свойства мерзлых пород имеют большое значение при ре-
шении многих задач инженерной геологии, горного дела, строительства
и эксплуатации сооружений и др. В большинстве случаев поликристал-
лические криогенные породы можно считать в макрообъемах в первом
приближении квазиизотропными, т. е. для описания их упругих
свойств достаточно двух независимых модулей упругости. Обычно при-
меняют модуль Юнга Е и модуль сдвига G и коэффициент Пуассона
р, реже определяют модуль всестороннего сжатия К. Между всеми эти-
ми модулями изотропной среды существует взаимосвязь, даваемая тео-
рией упругости сплошной среды:
Е = G(3X + 2G). G = Е__________ = _____X_____.
X + G ’ 2(1 4-ц) ’ 2(X + G)
3(1-2ц) •
В зависимости от условий, скорости деформирования и тепловых
свойств пород процесс деформации может приближаться к изотерми-
ческому или к адиабатическому. Поэтому выделяют изотермические и
адиабатические модули упругости, значения которых могут в общем
случае заметно отличаться. Однако для льда этих различий почти нет
(Богородский и др., 1971), а для мерзлых пород они не установлены,
т. е. на данном этапе исследований их можно не учитывать.
Определение модулей упругости мерзлых пород осуществляется
либо статистическими методами: путем измерения деформаций при фик-
сированных внешних нагрузках (Цытович, 1973); либо динамическими
методами — по скорости распространения волн механических напря-
жений («упругих волн») или частоте и амплитуде собственных коле-
баний образца (вибрационные методы) (Фролов, 1976). Получаемые
при этом значения так называемых статических и динамических мо-
дулей упругости мерзлых пород часто сильно различаются. Причиной
этого является то, что поликристаллические льды и мерзлые породы
далеки от идеального линейно-упругого тела, в первую очередь из-за
содержания незамерзшей жидкой фазы. Поэтому прн их изучении не-
обходим учет неидеальной упругости (эффективной вязкости) и введе-
ние, по аналогии с параметрами электрических свойств, комплексных
модулей упругости (Фролов, 1976). Однако методика определения мни-
мых частей комплексных модулей упругости мерзлых пород, характе-
ризующих их эффективную вязкость, пока еще недостаточно разрабо-
тана и надежных экспериментальных данных не накоплено. Между тем
очевидно, что механизмы неидеальной упругости в мерзлых породах
будут обусловливать заметные пластические деформации. В связи с
этим и предел упругости (т. е. максимальное напряжение, при котором
еще деформация упруго обратима) для полнкристаллического льда и
мерзлых пород не установлен. По-видимому, он меньше 0,1—0,3 кг/см2.
Кроме того, весьма существенно время воздействия механического на-
пряжения на криогенную породу, так как при достаточно длительных
временах, порядка секунд и более, возможно заметное нарушение ди-
намического равновесия между незамерзшей водой и льдом в деформи-
руемой мерзлой породе. По этим и ряду других причин статические
модули упругости могут быть часто далеки от истинных характеристик
упругости мерзлых пород.
172
Сопоставление значений стя
гости показывает, что отношение??’ " ДИна«иЧескнх модулей vnov
сталлическях льдов различи» »»” «ерзлых породТя“Я’
температурах, близких к 0°С Л можег достигать in ап р
«. стремясь к ед,.„„це, nip™, ‘ ™“шаПр“
фазы. Резонно считать, ,ТРО »•’««» аыме^Г™ "1
формация должна происходить со скооостмп3™143”' т* е' УпРУгая, аа-
ле. Поэтому динамические модуля Р°.С’“ 3,У“’ » паяном матерая,
пространения механических колебаккй S ”ые Растрате» рас-
достоверными характеристиками упру ост "рея"а,лик1тся Солее
М
Исследования А. Д. Фролова, 10. Д. Зыкова. П. Н. Тютюнника,
Ч. Каплара и др. позволили установить многие закономерности изме-
нения динамических модулей упругости мерзлых пород в зависимости
от их температуры, влажности (льдистости), степени дисперсности ске-
лета и других факторов.
Основное влияние на величины модулей упругости мерзлом поро-
ды оказывает характер льдовыделення, льдистость и состояние меж-
зерновых граничных зон, т. е. тип и эволюция пространственной крио-
генной структуры. Рассмотрим кратко имеющиеся данные о модулях
упругости льда и мерзлых пород.
Монокристаллы льда I относятся к гексагональной сингонии и их
упругие свойства описываются пятью независимыми модулями (компо-
нентами тензора упругости). Их значения для чистых крупных моно-
кристаллов льда при температуре—15 С следующие: ап« 13 15 ГН/м ,
а33~ 14—16 ГН/м2 а„«3,0-3,4 ГН/м2, а12®6-8 ГН/м, п13~о-
7 ГН/м2 (Богородский и др.. 1971; Fletcher, 1976). При изменении тем-
пературы от О’С до -25°С наблюдается возрастание значении модулей
на 10—15%, а для «и и Д|з до 50%.
Для пм»кристалмвжА”ЭТ™Дй^гщ^°я)0|з_0/з,.
новлеио, что £«(7—10) Модулей для поликристаллического
Метная температурная зависимость модул
льда имеет место в интервале 0 —— яктерная температурная зави-
Для мерзлых пород Уе™»"“е"а “Р“о «ее. чем у льда. На
екмоеть модулей упругое™. “°’р ” LS„„n. Температурная запаса,
рис. 82 приведены основные закономерное. г
мость модулей упругости мерзлых песчано-глинистых пород близка к
логарифмической:
£ = Л 4- log. |/вС|,
где Е — модуль упругости; А и а — эмпирические параметры, являю-
щиеся функциями дисперсности, литологии, влажности, температуры и
типа деформаций.
В соответствии с кинетикой фазовых переходов в мерзлых породах
различной степени дисперсности скелета изменение модулей упругости
Рис. 83. Зависимость модулей упругости мерзлого песка (I) и суглинка
(II) от степени заполнения пор (?) и температуры
с понижением температуры наблюдается в мерзлых песках до —15 —
—20°С, а в мерзлых глинистых породах до —40°С и ниже.
Влияние льдистости пород на их модули упругости различно в за-
висимости от степени заполнения пор льдом и незамерзшей водой (<7).
Суммарная влажность породы (например, объемная шОб) может изме-
няться в двух вариантах:
а) при постоянной пористости (n = const), но с разной степенью
заполнения пор (^=/=const), 0^гоОб^п;
б) при полном влагонасыщении (?«const«1), с переменной по-
ристостью (n^const), О^аУоб^'100%.
В первом случае возрастание льдистости приводит всегда к увели-
чению значений модулей упругости (рис. 83), поскольку с уменьшени-
ем содержания газового компонента возрастает монолитность породы.
174
Во втором случае можно ВЫпп„
значении модулей £, G, К Чт^ИТь Две области пя,„п
мерзлого влагонасыщенногп г? ”ЛлюстРируется изменения
стельно высоких отр„„ат™ ьХ’ОКикого «ХЙ"','84’/’ п₽"ме'»
Z’ 6) °бласть Екх T₽eXZ
40 50 60 70 80 90 100
ние модулей упругости при
растении льдистости породы' '•
Для каждого из модулей имеется
характерная, граничная (меж™ ,
указанными областями) темпера
тура, при которой в широком ин-
тервале изменения льдистости мо-
дуль упругости мерзлой породы
не изменяется и равен значению
для поликристаллического прес-
ного льда при данной температу-
ре. Это, по-видимому, обусловле- 8
но тем, что при граничных тем-
пературах жесткость межзерно-
вых зон мерзлой породы анало- '
гична поликристаллическому
льду. При температурах выше о
граничных она меньше, чем у J
льда (за счет незамерзшей воды),
а при температурах ниже гранич-
ных — больше. Для мерзлых
песков область таких граничных
температур, по-видимому, нахо-
дится вблизи 0°С, а для тонко-
дисперсных сильнопористых гли-
нистых пород — в интервале бо-
лее низких температур, чем для
каолина.
Коэффициент Пуассона (р.)
мерзлых пород имеет слабую температурно-влажностную зависимость
и при расчетах может быть принят за определенные константы для по-
род различной дисперсности. Так, для мерзлого песка р.» 0,2—0,22;
для каолина 0,34—0,4; для суглинка 0,33—0,38 или в среднем для гли-
нистых пород р,«0,37.
Степень дисперсности скелета мерзлой породы существенно опре-
деляет величину всех модулей упругости. Например, установлено
(рис. 85), что значения модуля Юнга влагосодержащих мерзлых пород
массивной текстуры при фиксированной отрицательной температуре за-
кономерно возрастают с увеличением размера зерен скелета породы по
закону:
<0 60 80 100 40 60 80 100 40 60 80 100 X
Рис. 84. Зависимость модулей упругости
мерзлого влагонасыщенного (д®1) каоли-
на от температуры и объемной влажности
E = E' + k-\gd,
где £' — значение модуля Юнга для тонкодисперсно» глинисто» поро-
ды с преобладающим размером частиц около I мкм; d размер час-
тиц скелета в мкм; k - эмпирический коэффициент "Г"""™”™;,;
исследуемом интервале температур значения 7.5 10 ' • ₽ кте_
Щий при повышении температуры породы. Эта зависимость характе-
175
ризует возрастание жесткости граничных межзерновых зон с уменьше-
нием содержания незамерзшей жидкой фазы в породе.
Величины модулей упругости мерзлых пород могут заметно варьи-
ровать в зависимости от типа криогенных текстур, трещиноватости, на-
пряженного состояния породы и ряда других факторов, влияние кото-
рых пока еще изучено недостаточно (табл. 8). Величины модулей
упругости мерзлых пород могут достигать соответствующих значений
полнкристаллического пресного льда и превышать их только в случае
когда жесткость граничных межзерновых зон в породе больше, чем
Рис. 85. Связь модуля Юнга
(£) со степенью дисперсности
скелета мерзлой породы (по
Ч. Каплару): 1 — /=—2°; 2 —
t=—b°\ 3 —/=—6,7°; 4 —1=
=—10°; 5 —1=— 20°; 6 — t=
=—40°C
Рис. 86. Обобщенная диаграмма ско-
ростной классификации влажных по-
род различного литологического со-
става в талом и мерзлом состоянии:
1 — песок; 2 — супесь и суглинок;
3 — глина; 4 — песчаник; 5 — мер-
гель; 6 — мел
во льду (табл. 9). У разных криогенных пород это состояние возникает
при различных температурах. Для мерзлого чистого кварцевого песка
~0------1°С; для глинистых пород-----(10—15)°C; для соленых льдов
----(40—70) °C.
Таким образом, установленные закономерности изменения модулей
упругости криогенных пород различного состава показывают их тесную
взаимосвязь с протеканием криогенных физико-химических процессов,
определяющих состояние мерзлой породы, т. е. ее фазовый состав,
льдистость, типы связей между частицами. Эти же факторы определяют
и прочность криогенных пород, так что между их характеристиками
упругости и прочности возможно установление корреляционных свя-
зей (Фролов, 1976).
Исследование взаимосвязей между различными свойствами мерз-
лых пород открывает перспективы контроля и направленного форми-
рования состояния пород с помощью физических (например, сейсмо-
акустических, электромагнитных и др.) методов.
176
Таблица 8
Предельные значения модулей упругости различных криогенных пород
(в диапазоне температур —2------40’С) (по А. Д. Фролову, 1976)
Модули упругости, ГН/М" 1
Порода Е О 1 к Коэффицнен Пуассона Примечание 1
Песок (кварцевый) различной влажности и постоянной пористости Каолин (глухоеецкий) различной влажности, разной пористости и полным влагонасыще- нием 18—36 2—16 7—15 1—5 13—19 3—17 0,20—0,27 0,35—0,42 Возрастание значений обусловлено увели- чением общей влажности1 и понижением температуры от —2 до —40°С
Суглинок (тяжелый, Никольский) различной влажности и постоянной пористости 0,5—18 0,2—6 0,6—17 0,32—0,38
Лед пресный (из дистиллированной воды) по- ликристаллический 7=11» 2,5=4» 7—11 0,3—0,33 0,34—0,37» Зозрастание значений обусловлено пони- жением температуры от —I до —25’
Лед из раствора NaCl соленостью: 11% 6% Лед из морской воды, соленостью 18% Снег1 3—7,5 (0,25 при —ГС) 5—8,5 (2 при —ГС) 2—6,5 0,3—1,6 2—3,2 0,8—2,5 0,12—0,7 1—7 3,5—8,3 -”1 0,2—0,3 1 0,27—0,33 1 0,2—0,29 1 0,12—0,35 В Зозрастание значений обусловлено пони- жением температуры ог —5 до —25'С и выпадением гидратов солей взрастание значений связано с увеличени- ем плотности снега от 0,36 до 0,53 г/см»
______ , пян„ следующих наименьших значений суммарной влажности ис: песок 10%, каолин 25%,
Нижпж w»™ .»»"»«
суглинок 10%. При меньших значениях влажности и оол
•По данным Ум естественных льдов и снега.
»™РЛСТ1„.wn> ль„
Таблица 9
Криогенная порода -2
£л
Песок кварцевый
шс — 20%, q я 1 3,88
шс - 10%, q « 0,5 2,28
Каолин (полное влагонасыщение) wc и 25%, п » 44%
0,3
шс » 140%, п « 81 % 0,85
Суглинок (при п и 44%):
а>с -25%, q и 0,92 0,83
®с « 15%, q » 0,65 0,47
шс — 10%, q и 0,35 0,06
Лед нЗ|Раствора NaCl соленостью: 0,35
li’/oe 0,2
Морской лед соленостью:
18°/оо —
Температуря, °C
4,25 2,5 3,82 2,28 3,9 2,2 3,5 2,05 3,8 2,18
0,32 0,75 0,7 0,9 0,5
0,8 0,97 0,9 1,0 1,0
0,8 0,83 0,79 0,95 0,92
0,48 0,52 0,49 0,58 0,58
0,07 0,14 0,11 0,15 0,16
0,4 0,58 0,54 0,72 0,74
0,23 0,35 0,35 0,49 0,53
— 0,23 0,23 0,5 0,53
—40 7л
Е Ел О °Л Е Ел О °л
3,3 3,75 3,3 3,7 0,65—0,8
2,1 —15°С 1,9 2,05
0?95 1,15 1,05 1,4 1,45 1,1-1,2
1,11 1,11 1,4 1,45
0,74 0,74 1,03 1,05 1,05—1,15
0,22 0,22 0,23 0,24
0,77 0,8 0,72 — 0,9—1,0
0,7 1 1 0,65—0,9
0,6 0,62 0,8 0.8 0,65-0,85
Модули упругости мерзлых пппл
те» распространения а ввх упр °® ^'Делают н величины скорос-
при выполнении исследований геол,,™, "л3"’"”' котаРы’ необходимо
проектировании и осуществлении гппип S м“ “ет<™»и разведки, при
тему времени получены данные Во,»„\а,РМ""ь,х Работ я »Р- К настоя-
тах о специфике распространения судить в основных чер-
На рис. 86 приведена обобщенная хЕ'х“оли ° “еРзлых породах,
скоростям распространения продолы™, ,“ащ,я м=Рзлых пород по
ляет составить общие представления о «т.?™ аолн' к°т0Рая "озво-
ИПСИМОСТИ от температурь, и anSa^e’cKZX Z™ " за’
V-32. ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА
°ХВныхМпораодаМвкТл₽юМИ электРяте™яя свойств материалов, в том
числе горных пород, включая мерзлые, являются: удельное электпиче-
ское сопротивление - р или обратная вмячива ^ль"ое_ЭЛ3деи₽ьНая
влектропроводноеть; диэлектрическая проницаемость -г' и связанный
с йен коэффициент поляризуемости - р; фактор потерь электромагнит-
НОИ энергии в среде — е (или тангенс угла потерь tg6=e"/e')-
Однако в столь сложных гетерогенных многофазных средах, каки-
ми являются мерзлые горные породы, процессы электропроводности,
связанные с направленным переносом носителей заряда, и процессы
поляризуемости, обусловленные ограниченным их смещением, а также
избыточным накоплением у поверхностей раздела компонентов породы,
должны оказывать существенное взаимное влияние друг на друга.
В ионопроводящих песчано-глинистых мерзлых породах, характе-
ризующихся сложной системой криогенных пор и капилляров перемен-
ного сечения и различной проницаемости для ионов (и их комплексов)
разного знака и размеров, ток проводимости не будет строго синфаз-
ным с напряжением, а должен приводить к избыточным скоплениям
зарядов в отдельных элементах объема породы, т. е. к ее объемной по-
ляризации. В свою очередь, процессы поляризации в мерзлых породах
также не могут быть представлены как идеальный ток смещения в ди-
электрике (сдвинутый по фазе на п/2 по отношению к напряжению),
ввиду наличия в разной степени частично изолированных проводящих
макровключений незамерзшего порового раствора к льда._ При яажям-
нии электрического поля процессы поляризации в такой среде буду
иметь дополнительные фазовые сдвиги, а след“”“ь“°’ °“”
давать определенный вклад в синфазную с напряжением составляю
ШУЮфиГически этоТзнХеХ'ионопроводящая мерзлая порода ж
жна характеризоваться
димости и поляризуемости, при в“зд распределения времени элек-
разными временами релаксации. Р меняться при изменении
трической релаксации мерзло й пюр » у состава и состояния неза-
геометрии порового пространст>а. чт0 „ эт0„ случае суще-
мерзшей воды и яР“сталл°= ’ Лтота приложенного электромагнитной,
ственную роль будет играть. ча полов11Ны периода изме-
поля, так как в зависимости от становления) соответству-
нения поля (Г) и времени ре. электрического заряда в породе
ющего механизма перераспр' п0р02ы на воздействие пата Sy-
(„) вклад этого меха.шзмареакцию п М „ерераспредеж
дот различным. Белау- • _ .„ри
ния заряда протекает лолност ,
12*
он практически не проявляется. Все это приводит к необходимости
представления ст и е мерзлых пород в виде некоторых комплексных ча-
стотно-зависимых параметров:
а(«) = Oi (со) + j (со), (5,34)
е (со) = 8j (to) — / 82 (со), (5,35)
где О] (<о) и еа(со) — действительная часть удельной электропроводно-
сти и мнимая часть диэлектрической проницаемости, обусловливающие
синфазную с напряженностью электрического поля составляющую плот-
ности тока в породе, т. е. ток проводимости; ei(co) и Стг(и) — действи-
тельная часть диэлектрической проницаемости и мнимая часть удель-
ной электропроводности, обусловливающие квадратурную (сдвинутую
по фазе на я/2) составляющую плотности тока в породе, т. е. ток сме-
щения, обусловленный процессами поляризации; ш — частота электро-
магнитного поля. Конкретный вид функциональной зависимости от ча-
стоты параметров в формулах (5,34; 5,35) обусловлен функцией рас-
пределения времен электрической релаксации породы.
Измеряемые в электромагнитном поле параметры электрических
свойств пород будут также комплексными и частотно-зависимыми и
должны характеризовать суммарный эффект от неидеальных механиз-
мов проводимости и поляризуемости (Фролов, 1976), поэтому их назы-
вают эффективными. Как следует из уравнения Максвелла, для пол-
ного тока электрические свойства неидеальной среды можно характе-
ризовать любым из двух комплексных эффективных параметров:
<*эф (®) = о'эф (со) + / Стэф (со), (5,36)
е9ф (со) = 8эф (to) — j 8эф (со). (5,37)
С учетом формул (5,34) и (5,35)
4W=_i*L = 81(m)+
toe0 со во
характеризует квадратурную с напряженностью электрического поля
составляющую плотности тока — эффективный ток смещения; Оэф(м) =
=(О8о8эф((1))=Ц1 (to)+©8082(to) — характеризует синфазную с напря-
женностью составляющую тока — эффективный ток проводимости;
ео—электрическая постоянная.
Таким образом, в зависимости от частоты приложенного поля и
распределения времени электрической релаксации породы можно по-
лучить значения эффективных параметров, обусловленные преимуще-
ственно либо механизмом электропроводности, либо — поляризуемости.
Так, например, на низких частотах, а также в мерзлых породах с
высоким содержанием незамерзшего порового раствора (температуры
вблизи 0°С) можно считать, что преобладают токи проводимости и
тогда
ст = Стэф (to) = ше0 8эф (со)« CTi (to), (5,38)
г - « _ЭМ_. (5,39)
Ш8о <0 80
Это означает, что измеряемые значения диэлектрической проницаемо-
сти обусловлены преимущественно не молекулярной поляризуемостью
компонентов породы, а механизмом «неидеальной» проводимости.
180
подвижности носите-
мож«
(5.40)
(5.41)
неиде-
в пре-
В высокочастотном поле а также п
Лей заряда (низкие отрицательные темХя™Л0Й подвижнос™ н<
но считать преобладающими токи смен1ения^₽тог^аРЗЛЫХ П°Р°Д)
° = о^(и) = ие^(и) „
е=М(«)= (и)
। шео
т. е. эффективная электропроводность определяется механизмом
альнон поляризации как молекулярной, так я миграционной —
»'ЛаХ Я™ИЙ,ППОП,Т'’'Н) 'Ла<*"РО"О»™НК вклю’ённй Прн промер-
зании влажной породы несомненно происходит увеличение извилисто-
сти и степени гофрированности ее пор и капилляров, т. е. возрастание
степени дискретности распределения порового раствора. Это должно
приводить к скачкообразному увеличению удельного сопротивления р
и возрастанию влияния процесса проводимости в пределах полупрони-
цаемых (сильно извилистых) пор (ячеек) на поляризацию породы.
Этот эффект должен быть более значителен при возникновении шлиро-
вых выделений льда и атакситовых криотекстур, в наибольшей степе-
ни изменяющих структуру порового пространства породы. При про-
мерзании породы изменяется содержание и электропроводность поро-
вого раствора, что также оказывает влияние на температурную зави-
симость поляризуемости т| и р мерзлой породы. Однако характер этих
изменений пока еще детально не изучен.
Согласно существующим представлениям (Фролов, 1976) при воз-
действии электромагнитного поля в ячейках порового раствора возни-
кают электрические макродиполи за счет накопления избыточного за-
пила около их граничных поверхностей вследствие направленного пере-
мещения (миграции) носителей зарядов. При определенных УСЛОВ’1Л*
достаточно низкие частоты поля (чтобы величина полупериода колеба-
тай была много больше среднего времени направленно!! миграции но
=.х.:=
объемная поляризуемость), бы ожидать исходя изпро-
превышать значения в, которые мож»о оыло бы едаг ея130-90
центного содержания воды с этих же позиций
/Fletcher 1970) в зависимости от темпер ур ; получаемые при
можно объяснить «аномально» в“с° о“ожителЬных температурах. По-
исследованиях влажных пород Р -уменьшению электрических момеа-
вышение частоты поля приводит у. когда (Т/2)«^тСр- ^ри этом
тов макродиполей будет определяться ли,пь “““стто-
условии ПОЛЯрИЗЛ“ХмпТентовТвелпчииз' должна
ризации на e'rt породы бу№ меньш,,х размеров ее ДН«Р«““
большей степени связанности
скоплений. исследования электрически. нако детали
Экспериментальные и«ледовеп11ь1е представлеикя. однако
ных пород подтвержда
механизмов проводимости и поляризуемости мерзлых пород и льда еще
находятся в стадии изучения.
На рис. 87, о приведены обобщенные сводные данные об изме-
нении удельного электрического сопротивления различных мерзлых по-
род и поликристаллического льда по многочисленным измерениям На
постоянном токе А. Т. Акимова, Б. Н. Достовалова, В. С. Якупова и др.
В целом для различных состоянии и состава мерзлых пород р на по-
стоянном токе может принимать значения от нескольких единиц Ом-м
(засоленные породы) до 106—107 Ом-м (ледниковый лед). Относитель-
Рнс. 87. Температурная зависимость удельного сопротивления (р)
незасоленных мерзлых пород (а) и образцов, насыщенных рас-
твором NaCl различной концентрации (б): 1 — песок с массив-
ной криогенной текстурой; 2 —то же, с шлировой; 3 — супеси и
суглинки с массивной криогенной текстурой; 4 — то же, с шли-
ровой; 5 —ледниковый лед
ная дифференциация пород по электропроводности сохраняется и в
мерзлом состоянии, а для кластических терригенных пород даже воз-
растает (рис. 87, а). В зависимости от величины суммарной влажности
и степени дисперсности скелета породы, а также типа формирующейся
криогенной текстуры р грунта при его промерзании меняется по-разно-
му. Например, при образовании массивной криотекстуры р влажных
тонкодисперсных рыхлых пород меняется в 10—100 раз, а при образо-
вании шлировых текстур и жильных льдов — в сотни и тысячи раз.
При промерзании грубообломочных отложений р возрастает в сотни
раз. В слабовлажных породах, когда вся поровая вода приближается
к прочносвязанной, переход к отрицательным температурам почти не
приводит к изменению р.
Увеличение минерализации порового раствора понижает темпера-
туру замерзания и р породы, влияет на тип возникающей криотексту-
ры. создает особенности строения и состава граничных межзерновых
зон, а также ледяных включений. На рис. 87, б показано изменение р
мерзлой кварцевой пудры при различной концентрации насыщающего
ее раствора NaCl. Этот пример свидетельствует также о различном из-
менении породы с понижением температуры при повышении концентра-
ции порового раствора. Менее интенсивное возрастание р при пониже-
нии температуры породы с большей концентрацией порового раствора
можно связать с выпадением кристаллогидратов соли, обусловливаю-
щих большую проводимость межзерновых зон.
Значительно слабее изучена поляризуемость мерзлых пород на по-
стоянном токе, которая лишь недавно была подвергнута исследованиям
182
Снегирев и др. ,973, „
Д фференциацня мерзлых поплп ' ^кспеРиментально установлен
у—’
в^ТнВ“к=
вить представления nfi ЛР Породы- Э™
и заложить основы новых э^е₽ктоометп ре““‘"-ации в мерзлых порода
контроля фазового состава коиог₽н^Р»Ч^“_ м,*одов ис^®^ования
контроля
------imodia a
фазового состава крибгенных
а
установлено, что
^лслета ’ суве-
пород „ переменны,
' хаВ.актерные изменения и от
Ы. оти исследования позволили раз-
релаксации в мерзлых породах
HUPruuv _______
пород (Фролов,
.Рис. 88. Частотная зависимость параметров электрических свойств (s' и в") мерз-
лых пород: а —кварцевый песок; б — суглинок
Для мерзлых пород (рис. 88) установлена характерная частотная
дисперсия в' и г" релаксационного типа, которая свидетельствует о
достаточно широком и несимметричном (в отличие от льда) распреде-
лении времени электрической релаксации. Главным фактором, опреде-
ляющим изменение в' и в" в зависимости от частоты электромагнитного
поля, является фазовый состав мерзлой породы. При значительном
содержании жидкой фазы низкочастные (статические) значения в'
мерзлых пород сильно превышают величины, которые можно было бы
•ожидать, исходя из значений в для воды и льда и их содержания в
породе. Это полностью подтверждает вышеприведенные соображения
о влиянии механизмов неидеальной проводимости на поляризацию по-
роды. Выход еэф к динамическим (высокочастотным) значениям прн
тех же условиях происходит на частотах ~ 106—Ю8 Гц, а сами эти зна-
чения определяются процентным содержанием льда. При малом со-
держании незамерзшей воды область частотнойдисперсни значительно
сужается и выход к динамическим значениям в^ мерзлых пород имеет
183
место при частотах — 103 *—105 Гц, т. е. почта как у льда (Богородский
и др.. 1971, Fletcher, 1970).
Температурная зависимость диэлектрической проницаемости мерз-
лых пород также оказалась релаксационного типа (рис. 89), что отра-
жает изменение их фазового состава. Уменьшение содержания неза-
мерзшей воды при понижении температуры приводит к падению зна-
чений бэф породы до величин, обусловленных молекулярной поляриза-
цией льда в состоянии с завер-
шенными фазовыми преобразова-
ниями. Для мерзлых песков пере-
ход к такому состоянию наблю-
дается при температурах — 25°С,.
а для мерзлых глинистых пород
при — 60°С и ниже. Эти и ряд
других данных позволили сущест-
венно уточнить температуру за-
вершения фазовых —
переходов в-
t;c -во -so -w
Рис. 89. Температурная зависимость па-
раметров электрических свойств (е7 и
е") мерзлого песка, каолина и их сме-
сей (частота поля 3,3 кГц). С„ — содер-
жание каолина в смеси
t^-60 -50
Рис. 90. Изменение диэлектрической
проницаемости влажного песка при
переходе в мерзлое состояние
мерзлых породах различной степени дисперсности. Особенно резкое-
различие с известными данными калориметрических измерений имеет
место для мерзлых песков, когда температура завершения фазовых пе-
реходов в них оказалась —25°С вместо —(3—5) °C.
Детальное изучение температурной зависимости е' мерзлых песков
позволило установить не предполагавшееся ранее явление роста ди-
электрической проницаемости при переходе породы в мерзлое состоя-
ние (рис. 90). Это объясняется рассмотренным выше механизмом миг-
рационной поляризации. Эффект возрастания еэф при переходе в мерз-
лое состояние закономерно снижается с повышением частоты поля,
практически исчезая на частотах выше 105—106 Гц, когда полупериод
колебаний становится намного меньше времени накопления избыточ-
ного заряда у стенок ячейки. Фактор потерь е" имеет максимум при
некоторой частоте, соответствующей определенному содержанию не-
замерзшей воды (т. е. температуре и литологическим особенностям
мерзлой породы).
Электромагнитные методы с применением полей различной часто-
ты и интенсивности открывают широкие возможности для направлен-
ного управления свойствами мерзлых пород при разработке месторож-
дений полезных ископаемых и строительстве в области вечной мерз-
лоты.
СЕЗОННОЕ ПРОМЕРЗАНИЕ м
мерзаниеи ПРОТАИВАНИЕ ГОРНЫХ пород.
V|-1. определение терминов «сезонное промерзание.
и «СЕЗОННОЕ ПРОТАИВАНИЕ» ПОРОД
В главе III было показано, что основной причиной формирования
теплового состояния пород и атмосферы является радиационно-тепло-
вой баланс на поверхности Земли. В результате специфики последнего
в высоких и средних широтах формируются такие теплообороты в поро-
дах, при которых отмечается периодическое появление отрицательных
температур, промерзание пород и последующее их оттаивание по сезо-
нам года.
Там же было показано, как эти теплообороты связаны с радиа-
ционным балансом (IV-16) и как они формируют среднегодовые тем-
пературы пород (/Ср) и амплитуды температур на поверхности (До)
в зависимости от литологического состава пород, их коэффициента
температуропроводности (а2), влажности (ш), а также, как зависят
от всех этих параметров глубины сезонного промерзания и протаи-
вания (|).
В главе VI анализируются зависимости сезонного промерзания я
протаивания пород от комплекса геологических и географических ус-
ловий, таких, как снежный и растительный покровы, положение участ-
ков в рельефе, экспозиции склонов и пр.
Сезонное промерзание и протаивание пород отличаются особой спе-
цификой, смысл которой заключается в следующем.
1 Сезонное промерзание и протаивание являются тепловым мер
лотньтм процессом, обусловленным сезонным изменением количества
поступающей солнечной радиации на поверхностт.Земляс Это обстоя
тельство обусловливает существование годовых
нем слое пород. Слой сезонного
^?еХ\°оВ^ек»?Ф^
гические процессы. ппотяивания пород является той
2. Слой сезонного промерзания » “Рот™ан“” ествляется теп-
промежуточной контактной сред ой, РголетнеР’рзлыми толщами,
лообмен на поверхности Землямио сезонного протаивания по-
3. Процессы сезонного химические и физико-геологические
род, а также физические, фи многом опредвшПот характер
процессы, протекающие в этом немерзлых пород,
криогенного строения и свой “ наиболее распространенным
4. Сезонное "P«BP3a"“B общие закономерности с разни-
мерзлотным процессом, имея
тием многолетнемерзлых толщ, сезонное
рее, а наблюдается легче, чем развитие послед • _n.,..JCDO Уче-
нне помогает понять многие общие закономерности формирования мво.
•голетнемерзлых толщ.
Сезонное промерзание и сезонное протаивание пород представля-
ют собой различные понятия и определяются следу ‘ Р
Сезонное промерзание представляет собой промерзание талых по-
род, имеющих среднюю годовую температуру выше онного
Е промерзания подстилается померзлы-
ми породами и образуется за счет
теплооборотов, идущих при отрица-
тельных температурах пород.
Сезонное протаивание представля-
ет собой протаивание мерзлых пород,
Рис. 91. Схема перехода слоя сезон-
ного промерзания пород в многолет-
немерзлую толщу со слоем их сезон-
ного протаивания при движении с
юга на север: / — слой сезонного
промерзания; 2 — слой сезонного от-
таивания; 3 —слой сезонных колеба-
ний положительных температур по-
род; 4 — слой сезонных колебаний
отрицательной температуры пород
имеющих среднюю годовую темпера-
туру ниже 0°. Слой сезонного протаи-
вания подстилается многолетнемерз-
лыми породами и образуется за счет
теплооборотов, идущих при положи-
тельных температурах пород.
Пространственно при движении с
юга на север, или, точнее, перпенди-
кулярно геоизотермам, область сезон-
ного промерзания переходит в область
многолетнемерзлых пород и сезонного их протаивания.
Переход слоя сезонного промерзания в слой сезонного протаива-
ния и пространственное соотношение между ними представлены на
рис. 91. На этом рисунке по оси абсцисс отложены среднегодовые тем-
пературы пород при движении с юга на север.
Кривая 1 изображает изменение глубин сезонного промерзания
(сплошная линия) в области немерзлых пород и глубин потенциально-
го 1 сезонного промерзания (пунктирная линия) в области многолет-
немерзлых пород, которые могли бы формироваться, если бы породы
были талыми. Аналогично этому кривая II изображает изменение глу-
бин сезонного протаивания (сплошная линия) в области многолетне-
мерзлых пород и глубин потенциального сезонного протаивания (пунк-
тирная линия) в области немерзлых пород, которые могли бы форми-
роваться, если бы породы были мерзлыми.
При /ср=0° глубины сезонного промерзания и протаивания грун-
тов (сплошные линии) равны друг другу. К югу и к северу от этой
точки они уменьшаются.
Потенциальное сезонное промерзание и протаивание при ?ср=0
равно обычному сезонному промерзанию и протаиванию грунтов. К югу
и к северу от этой границы потенциальное сезонное промерзание и
протаивание резко увеличиваются.
В области сезонного промерзания теплообороты в грунтах, идущие
при отрицательных температурах, значительно меньше теплооборотов
при положительных температурах. Первые почти полностью идут на
сезонное промерзание грунтов, вторые же только частично использу-
ются на протаивание сезоннопромерзающего слоя, а остальная их
часть идет на сезонные колебания положительных температур в ниже-
лежащих породах (рис. 91, 3). В области сезонного протаивания теп-
лообороты в грунтах при положительных температурах значительно
1 О потенциальном промерзании и протаивании см. VI-6.
186
меньше теплооборотов при отрицательных температурах. Первые пол-
ностью идут на сезонное протаивание грунтов, вторые же только ча-
стично используются на промерзание сезонноталого слоя, а остальная
их часть идет на сезонные колебания отрицательных температур з
нижележащих породах (рис. 91, 4).
При среднегодовой температуре, равной нулю, отмечается макси-
мальное сезонное промерзание, равное максимальному сезонному про-
таиванию. Теплообороты при положительных и отрицательных темпе-
ратурах в этом случае также равны и все они гасятся в слое сезонного
промерзания и протаивания, поэтому в нижележащих породах не от-
мечается сезонного колебания температур.
VI-2. ПОСТАНОВКА ВОПРОСА ОБ ИЗУЧЕНИИ
СЕЗОННОГО ПРОМЕРЗАНИЯ И ПРОТАИВАНИЯ ПОРОД
Вопросом изучения сезонного промерзания и протаивания почвы и
грунтов занимаются многие специалисты уже в течение десятков лет
для различных целей и с разных точек зрения. Очевидно, что самым
правильным было бы вести изучение сезонного промерзания и оттаива-
ния на основе связи этого явления с радиационно-тепловым балансом
поверхности Земли. Но выполнять это крайне трудно из-за недостаточ-
ности фактического материала. Сеть актинометрических станций край-
не редкая, а сопоставимых надежных многолетних наблюдений по ра-
диационно-тепловому балансу, температурному режиму и промерзанию
почв еще меньше. Поэтому в этом направлении делаются отдельные
попытки, которые следует развивать и уточнять. Несравнимо больший
фактический материал имеется по наблюдению за температурным ре-
жимом и глубинами сезонного промерзания пород на метеорологиче-
ских и агрометеорологических станциях с описанием географических
условий последних. Это дает возможность вести изучение пространст-
венных особенностей сезонного промерзания и протаивания пород и
зависимость их глубины от снежного и растительного покровов, от сте-
пени и характера заболоченности поверхности, от экспозиции склонов
и прочих элементов геолого-географической среды. Этим определяется
первое — основное геолого-географическое направление изучения се-
зонного промерзания пород.
Второе направление — теплофизическое — рассматривало сезон-
ное промерзание и протаивание пород как чисто теплофизическии про-
цесс Основной целью этого направления являлось получение матема-
тических зависимостей глубины сезонного промерзания и протаивания
пород от температуры воздуха, теплопроводности почвы и
торов. Геологические и географические особенности в этом случае воч
ти ленне. которое можно назвать техническим,
странено срёди’соециалистов технического
танвания почвы на строительных . геоГпафической обстановок,
некоторых особенностей ге°л°™ п0 ЛНцИИ упрощения магема-
Для достижения этой цели об чивались получением простых
тнческнх схем решения задач •' го пользования. При этом
расчетных формул. J СКИР методы установления коррелятнв-
“ыхР°“язТМкН6ыёоколичество эмпирических фор-
187
мул. Геологи ческие и географические особенности в этом случае обыч-
но учитывались крайне слабо.
Первые два направления являлись основными, а третье представ-
ляло собой попытку практического применения результатов первых
Двух в упрощенном виде с некоторой экспериментальной переработкой,
результатов исследований.
Оба указанные выше основные направления вытекают из сущест-
ва процессов промерзания и протаивания почвы. Эти процессы имеют
прежде всего теплофизический характер и происходят в результате теп-
лового взаимодействия атмосферы и окружающего мирового простран-
ства с литосферой. Но этот тепловой процесс совершается в определен-
ной геологической среде и в сложной географической обстановке, по-
этому нельзя рассматривать его вне связи с ними. Отсюда очевидна
необходимость и теплофизического, и геолого-географического направ-
лений в изучении сезонного промерзания и протаивания почвы. Но,
признавая правомерность этих направлений, следует указать, что раз-
дельное их развитие не обеспечивает их взаимную увязку и полное
изучение вопроса. Отсутствие такой взаимной увязки теплофизическо-
го и геолого-географического направлений являлось самым слабым мес-
том в проблеме изучения сезонного промерзания и протаивания пород..
Трудность этой увязки заключается в том, что существующие матема-
тические решения задачи промерзания выражают функциональную за-
висимость глубины промерзания от таких параметров, которые не мо-
гут быть тесно увязаны с геологическими и географическими условия-
ми. В результате глубина промерзания рассчитывается без учета тех
элементов, за счет которых она формируется.
При географическом изучении сезонного промерзания и протаива-
ния пород обычно оперируют также с их глубинами, выраженными в
метрах, но влияние отдельных элементов геолого-географической среды,
как правило, учитывается только качественно, а не количественно при
посредстве расчетных формул. Следствием такого подхода является
невозможность проанализировать сложный комплекс влияющих факто-
ров и понять эти процессы в их динамике. В то же время общеизвест-
но, что глубины сезонного промерзания и протаивания почвы отличают-
ся друг от друга в различных близких друг к другу пунктах и редко
повторяются в последующие годы. При этом они обычно бывают близ-
ки к некоторой средней величине, значительно отклоняясь от нее в от-
дельные годы.
Такое непостоянство глубин сезонного промерзания и протаивания
во времени и от точки к точке ставило в весьма затруднительное поло-
жение исследователей при картировании их величин. В. Ф. Тумель
(1945) в связи с этим ставил даже вопрос о целесообразности карти-
рования этого явления. Он указал, что составленная на данный год
карта глубин сезонного промерзания и протаивания почвы в изолини-
ях не будет достаточно правильно отражать эти глубины в последую-
щие годы. То же будет свойственно и площадям, расположенным меж-
ду опорными пунктами наблюдений. В. Ф. Тумель считал поэтому не-
целесообразным картирование глубин сезонного промерзания и протаи-
вания почвы, особенно в крупном масштабе.
Существенным недостатком применяемых методов изучения сезон-
ного промерзания и протаивания почвы является еще одно обстоятель-
ство. Полученные в поле глубины сезонного промерзания и протаи-
вания почвы обычно приводятся к максимальным значениям на год
исследования. Эти данные часто используются в строительных целях,
но в процессе строительства условия меняются, что приводит к изме-
188
mhhmv П₽Ш1ШЫ сезон1,ого промерзания и протаивания пород, т. е. к
। У существования сооружений. Поэтому, изучая глубину
промерзания почвы, необходимо давать прогноз ее изменения
В цессе строительства и эксплуатации сооружений. Проектировать
не ходимо с учетом ожидаемого изменения этих глубин, а не тех дан-
ных, которые фиксируются на год исследования. В силу этого карты
изолинии глубин промерзания и протаивания почвы на год исследова-
ния, как бы они точно ни были составлены, не дадут правильного пред-
ставления и даже могут ввести в заблуждение проектировщиков. Воз-
никает необходимость в составлении таких карт, которые отражали бы
положение на момент исследования и в то же время давали бы воз-
можность определять изменение глубин сезонного промерзания и про-
таивания пород в связи со строительством.
Единственным путем к удовлетворению этих условий следует при-
знать путь максимальной увязки теплофизической и геолого-географи-
ческой сторон в изучении сезонного промерзания и протаивания пород.
Необходимо тсплофнзические зависимости глубин сезонного промерза-
ния и протаивания пород представить через такие параметры, которые
наиболее полно и всесторонне учитывали бы влияние геологических и
географических условий и их динамики как в связи с общим ходом
ее развития, так и в результате производственной деятельности чело-
I века.
Закономерности промерзания и протаивания и температурный ре-
жим почвы определяются условиями теплообмена на поверхности Зем-
ли и составом промерзающих или протаивающих пород и их влажно-
стью. В силу этого П. И. Колосковым (1946) было предложено рас-
сматривать сезонное промерзание и протаивание почвы в зависимости
от следующих четырех характеристик: 1) средних годовых температур
пород, 2) годовых амплитуд температур на их поверхности, 3) состава
грунта и 4) его влажности. Эти четыре параметра определяют как глу-
бины сезонного промерзания и протаивания пород, так и все остальные
.их характеристики.
Vl-З. КЛАССИФИКАЦИЯ ТИПОВ СЕЗОННОГО ПРОМЕРЗАНИЯ
И ПРОТАИВАНИЯ ПОРОД
В соответствии с классификационной схемой П. И.
(1946) В. А. Кудрявцевы» (1959) была предложена
типов сезонного промерзания и протанвавня пород по четырем указа
“Ы\Вово^^™ЛаХ^
довых теплооборотов пород п их связь сотов. которая
сом поверхности Земли, и в частно поотаИваннем. Для выполнения
связана с сезонным промерзание Поизнаков должны быть установле-
ТИПЫ
. ног°₽эа™'” PTp-’'“HBSa - -
вая амплитуда колебания темп*₽ У₽я как в крупном, так и в мелком
графическими: онн легко 1'РУ пород подчиняется широтной в
масштабе. Среднегодовая «мирную (.,МТОЛОП1чеа«4 со-
“Тпортд30" ихЬ^ажность) являются геологическими . не ™>AHa“«”-
произведена следую-
По первым двум ее положено различие между «эон-
щим образом (рис. 92). В основу
класси*икяРцияИпо сезонным протаиванием почвы, в результате чего
патшрй mJ” делится на Две половины. В качестве границы, отде-
ииос пРомеРзание от сезонного протаивания, в классифи-
кации принята среднегодовая температура пород 0° (рис. 91). Но сред-
няя годовая температура воздуха и пород не остается постоянной из
года в год, а непрерывно колеблется. Наиболее частые отклонения
укладываются в пределах ±Г. В отдельные годы они достигают значе-
нии ±2 . В соответствии с этим в пределах от 0 до ±1° среднегодовая
температура периодически будет переходить через 0° и принимать от-
рицательные и положительные значения. В пределах среднегодовых
температур пород от +1 до +2° и от —I до —2° такой переход будет
также прослеживаться, но эпизодически, в отдельные теплые и холод-
ные годы. Этим обстоятельством определяется необходимость выделе-
ния соответственно переходных и полупереходных типов сезонного про-
мерзания и 'протаивания пород.
Переход среднегодовых температур пород из диапазона от +2 до,
+5° в отрицательные или из диапазона от —2 до —5° в положитель-
ные температуры связан с длительными периодами и резкими изме-
нениями теплообмена на поверхности Земли. Поэтому в данных интер-
валах среднегодовой температуры пород выделяются соответственно
длительно устойчивые типы сезонного промерзания и протаивания
пород.
В интервалах температуры от +5 до +10° и от —5 до —10° выде-
ляются соответственно устойчивые типы сезонного промерзания и про-
таивания пород. Для температуры выше -|-10о устанавливаются юж-
ный, субтропический и тропический типы сезонного промерзания, а для
температуры ниже —10°— арктический и полярный типы сезонного
протаивания пород.
В зависимости от соотношения амплитуды и средней годовой тем-
пературы определяются также четыре неустойчивых типа сезонного
промерзания и четыре неустойчивых типа сезонного протаивания (эпи-
зодически и периодически появляющиеся и периодически и эпизодиче-
СКИ По амплитудам температуры на поверхности почвы выделяются
следующие типы: морской тип с амплитудами температуры метиле
7,5°. свойственный морским побережьям умеренных ™р т. У“еР™
ный с амплитудами температуры 94° — на Северо-Востоке и
тальный с амплитудами температур свыше -4 и
8 3аЙеЙтКоаЛвыделяется 85 типов —о^—-протю^
Х*Хт“Сза!=» TS—воет/ климата, то число
типов увеличится до 133-4 еского типа необходимо различать
Внутри каждого общегеосрафиче аавания „0„8 и грунтов
разновидности сезонного „ с по составу можно вы-
по составу и вЛ“^/Л;?,и“пВ=ля™ую скальную породу. 2) гра-
делить следующие разно ста. ) У з) крупнозернистый песок,
вийно-галечниковые и песок. 6) гоккозернис-
4) среднезернистый песок, 5) мелкозерни
тын песок, 7) супеси, 8) суглинки, 9) глины, 10) торф. Всего выде-
ляется 10 литологических разновидностей.
По влажностям необходимо различать четыре градации в зависи-
мости от количества влаги, участвующей в фазовых переходах при за-
мерзании и оттаивании пород. Первая градация при и»сст<и)п характе-
ризуется отсутствием фазовых переходов при промерзании грунтов.
В последующих трех градациях фазовые переходы возрастают от 0 при
К'сгт=а’п до максимальной величины при а>0Ст=“’п- Целесообразно
разбить этот диапазон фазовых переходов на три градации.
Для второй градации — а>„ < и»ест < wb + -у (“п — “"и)!
для третьей градации — w„ + (шп — шн) < “’ест < “"в + v (“’п ~ “»«)
3 а
и для четвертой градации — к’ест > шн + "у (wn —
Здесь гоест — естественная влажность грунта, определенная на мо-
мент промерзания и протаивания, о>и — количество незамерзшей воды,
гоп —полная влагоемкость.
Таким образом, всего выделяется 40 литолого-влажностных разно-
видностей внутри каждого географического типа сезонного промерза-
ния и протаивания пород. Если принять количество последних за 85, то
общее количество разновидностей сезонного промерзания и протаива-
ния пород будет равно 3400. При более дробной градации основных
классификационных признаков количество разновидностей может воз-
расти еще больше.
Следует заметить, что дело не в количестве типов, а в том, что ко-
личество сочетаний различных комбинаций значений основных пара
метров может достигать очень больших чисел. Отсюда, естественно,
должно быть большое количество и различных глубин сезонного про-
мерзания и протаивания пород. Одна и та же глубина сезонного про-
мерзания и протаивания пород в различных точках часто объясняется
различным сочетанием условий. В силу этого глубины по количеству
сантиметров будут одинаковыми, а условия формирования их совер-
шенно различными. Вследствие комплексности влияний этих парамет-
ров изменение одного из условий в этих двух случаях приведет к са-
мым различным результатам.
Внутри каждого типа и разновидностей глубина сезонного промер-
зания и протаивания пород может быть вычислена по любой из суще-
ствующих расчетных формул. Единственным требованием в этом случае
является выражение глубины сезонного промерзания и протаивания
пород через среднюю годовую температуру пород и через амплитуду
температур на их поверхности с учетом состава и влажности пород.
Приведенная классификация дает возможность картирования типов
сезонного промерзания и протаивания пород в любом масштабе. На
таких картах должны быть показаны не только типы сезонного про-
мерзания и протаивания пород, но и номограммы для расчета глубин
для любых конкретных условий.
Самым существенным является возможность определения динами-
ки изменения как самих типов сезонного промерзания и протаивания
грунтов, так и соответствующих им глубин во времени в зависимости
от изменения конкретных условий.
Карта сезонного промерзания и протаивания пород дает возмож-
ность отражать закономерности развития изучаемого явления и позво-
ляет определять, за счет чего в данной точке формируется данная глу-
192
Лина сезонного промерзания и ппп,.
рактер изменения комплекса умотий"".""" "°|>ад <см' Х11'9)' 3"ая ха'
ет и глубина сезонного промермХ' определить, как изменит-
картах необходимо давать как п°₽°п- ,ак"х
61||,ы и пределы их колебаний так „ “ средиемиоголетние глу-
В процессе строительства и Ь хаРак,сР "а»е"™ип
Среднегодовая температура посол „ экс"л',а’а“"“ сооружений.
„опуипсти а таимго оЛ У₽Э П0Р°Д и амплитуда температур на их
"° т.п ™ и oJneann вла*«ость и теплофизические ха-
ра Тпмтея SКаК “ лме’ так " » лаборатории. При рас-
чете берутся вполне определенные значения параметров, поэтому ре-
зультаты расчетов получаются однозначные. Такам образом, исклю-
чается возможность вольного выбора значений параметров по справоч-
никам.
Результаты расчета по параметрам, точно определенным в поле,
дают возможность проверить правильность расчета при сравнении их с
действительными глубинами сезонного промерзания и протаивания
пород.
Важным обстоятельством является то, что через основные призна-
ки, принятые в классификации, сезонное промерзание и протаивание по-
род связывается с общей мерзлотной обстановкой района (гл. XII).
Поэтому каждый тип сезонного промерзания и протаивания пород свя-
зывается как с общим характером многолетнемерзлых толщ, так и с
особенностями мерзлотно-геологических явлений. В пределах распрост-
ранения каждого из общегеографических типов сезонного промерзания
и протаивания пород встречаются определенные, генетически связан-
ные с ним мерзлотные явления.
Кроме того, температурные условия пород и глубины сезонного
поомерзания и протаивания связаны с заключенными в них
Жными водами и верховодкой (VI-4, Х-2). В силу этого ’сарта типов
сезонного промерзания и протаивания пород помимо своей прямо*
дачи дает возможность судить об обшей мерзлотной обстановке и
характере мерзлотных явлении в частности.
VI-4. ОСОБЕННОСТИ СОСТАВА И КРИОГЕННОГО СТРОЕНИЯ СЛОЕВ
СЕЗОННОГО ПРОМЕРЗАНИЯ И ПРОТАИВАНИЯ
Благодаря своему граничному положению между атмосферой и ли-
тосферой слои сезонного промерзания и протаивания пород являются
наиболее термодинамически активными слоями верхних горизонтов
земной коры. В них происходят интенсивные процессы тепло-массооб-
мсна, сопровождающиеся резкими изменениями температур пород, фа-
зовыми превращениями воды, весьма существенными изменениями
влажности пород как в годовом цикле, так и в многолетнем разрезе
И т. д.
Результатом этого является:
1) большая интенсивность процессов физического выветривания
горных пород в этих слоях;
2) специфические физико-химические, химические и микробиологи-
ческие процессы;
3) формирование характерных криогенных текстур сезоннопро-
мерзающих и сезоннопротаивающих пород при их промерзании н пост»
криогенных отдельностей при их оттаивании;
4) возникновение и развитие криогенных процессов, таких, как
солифлюкция, выпучивание каменного материала, морозное пучение.
193
13 Зак. 98
образование пятен-мсдальонов, «структурных» форм, морозобойное рас-
трескивание и т. д. (гл. V, VII).
В результате резких изменений температур, а также замерзания
воды в трещинах горных пород происходит их физическое разрушение.
Поэтому многократно повторяющийся процесс сезонного промерзания
и протаивания горных пород приводит к их выветриванию, образова-
нию дисперсных отложений. Пределом механического разрушения по-
род является образование первичных пылеватых частиц, имеющих раз-
меры от 0,05 до 0,005 мм.
Диспергирование песчаных и более крупных частиц в породах, как
показали исследования Н. Ф. Полтева (1965, 1977) и В. Н. Конищева
(1973), происходит в две стадии (V-22). Первая стадия включает обра-
зование микротрещин в результате неоднородного напряженного со-
стояния при резких понижениях температур и давлении при фазовых
переходах воды в процессе замерзания породы. На второй стадии дроб-
ление частиц происходит вследствие расклинивающего (двухмерного)
давления воды, проникающей в микротрещины при протаивании. Пер-
вую стадию В. Н. Конищев выделяет в качестве собственно морозного
выветривания, вторую — в качестве криогидратационной дезинтегра-
ции. Последняя протекает в СТС и СМС наиболее активно вследствие
того, что при температурах, близких к 0°С, расклинивающее действие
воды в микротрещинах наибольшее, а при промерзании благодаря под-
тягиванию влаги из микротрещин к растущим кристаллам льда оно
падает. Последующее протаивание породы вновь приводит к проник-
новению воды в микротрещины и росту расклинивающего давления.
Большая амплитуда колебаний последнего и является причиной быст-
рой дезинтеграции породы до уровня пылеватой фракции. На этом
уровне процесс диспергации затухает, так как мелкие пылеватые ча-
стицы имеют большую прочность, чем крупные. Часто они представ-
ляют монокристаллы, обычно более прочные, чем поликристаллические-
отдельности (Полтев, 1967). Описанный процесс лежит в основе нива-
ции — выветривания пород на периферии снежников, ледников и нале-
дей. Здесь создаются оптимальные условия увлажнения, а температу-
ра приповерхностных слоев породы часто переходит через 0°.
В работах 3. А. Нерсесовой, И. А. Тютюнова (1957) и Н. Ф. Пол-
тева (1963, 1977) показано, что физико-химические процессы, протека-
ющие в замерзающих и мерзлых глинистых породах, приводят к не-
обратимой коагуляции тонкодисперсных гранулометрических элемен-
тов, как минеральных, так и органических, и формированию вторичных
пылеватых частиц. Наиболее интенсивно этот процесс происходит при
многократно повторяющемся замерзании и протаивании глинистых
почв и отложений (V-22).
Таким образом, в результате выветривания первичных горных по-
род и коагуляции глинистых и коллоидных частиц в слоях сезонного'
промерзания и протаивания образуются первичные и вторичные пыле-
ватые частицы (см. V-22). Поэтому пылеватые отложения являются
весьма характерными для рассматриваемых слоев. При этом наиболь-
шего своего развития они достигают в сезоннопротаивающем слое, а
в пределах области развития последнего пылеватость отложений имеет
тенденцию к увеличению в соответствующих типах отложений от зон
с «мягким» к зонам с «суровым» температурным режимом многолетне-
мерзлых горных пород. Эта тенденция, общая для всей области разви-
тия сезонного протаивания, может быть проиллюстрирована на приме-
ре Печорского угольного бассейна. Так, в покровных отложениях рай-
она Инты и Когмеса содержание пылеватых фракций составляет в.
J94
07оУ1 *'|1еМ 4^°^0’ пРавобережья р. Усы — около 60%, а района Воркуты —
Химическое выветривание и микробиологические процессы в слое
сезонного протаивания ослаблены по сравнению со слоем сезонного
промерзания (Ливеровский, 1937). Однако исследованиями Н. Ф. Пол-
тева (1963) установлено, что в слое сезонного протаивания помимо
физико-химических все же имеют место глубокие химические и микро-
I биологические процессы. Об этом свидетельствуют «достаточно боль-
шой поглощающий комплекс почв Севера; наличие в минералогичес-
ком составе вторичных минералов; интенсивные процессы оглеения.вы-
| зывающие пептизацию ранее образовавшихся микроагрегатов и сезон-
ное изменение величины поглощающего комплекса почв. Процессы ог-
леения сопровождаются образованием значительного количества гид-
рофильных органических и минеральных коллоидов, которые в усло-
виях переувлажнения способствуют возникновению тиксотропной струк-
। туры грунтов» (Полтев, 1963, с. 305).
Тиксотропия пылеватых отложений слоя сезонного протаивания су-
щественным образом определяет их инженерно-геологические свойст-
ва (см. V-22).
Особенности криогенного строения сезоннопромерзающих и протаи-
вающих слоев определяются следующими основными факторами и ус-
ловиями.
1. Составом, сложением и водными свойствами рыхлых отложений.
2. Их начальной (предзимней) влажностью и характером ее рас-
пределения по разрезу.
3. Глубиной залегания и режимом грунтовых вод по отношению
к подошве сезоннопромерзающего слоя; характером распространения
надмерзлотных вод в сезонноталом слое и их режимом (см. Х-2).
4. Динамикой зимнего промерзания и характером температурного
режима промерзающих в зимнее время пород.
Образование сезонномерзлого слоя пород происходит только с по-
верхности, а промерзание сезонноталого слоя как с поверхности, так
и снизу, со стороны многолетнемерзлои толщи. Поэтомуво эторо
случае существенным является соотношение промерзания‘ сверху и .ни-
зу Ниже показано, что промерзание сезонноталого слоя снизу ( р
пппцих павных условиях) тем больше, чем ниже температура подсти-
лающей’мерааой'толииь Вместе с тем при одинаковых температур»
многолетнемерзлого субстрата промерзание у ого
меньше темп промерзания пород сверху. У м* пенно поомерза-
та. когда промерзание
“0%x?"e3P.“K%XX=a составляет только иез..™»
часть от потепинзньно нмм^ного- осо6евиости криоге
Рассмотрим кра™ наибол“ иваюш„х слоев, сл
ния а еезонпопромерзающих оме^аиии ие происходит и
отложениями, а) в которы Р н гравийно-галечными без
влаги, т. е. скальными шебенн£ымн гр в ых при пр0>
мистого заполнителя, а также о.
i Из кн.: Геокриологические условия Печоре»
1964 - Понятия «криогенное строение», «крногенна
13*
возможно миграционное перераспределение влаги, т. е. глинистыми, су-
глинистыми, супесчаными, пылевато-илистыми и торфянистыми. Под-
робно криогенное строение сезоннопротаивающего слоя рассмотрено
Е. А. Втюриной (1974).
Для сезоннопромерзающих и протаивающих отложений, в которых
миграция влаги практически отсутствует, характерны унаследованные
(для трещиноватых скальных пород) массивные, корковые, базальные
(для гравийно-галечных отложений) и массивные (для песков) крио-
генные текстуры (см. гл. VIII-7). Степень заполнения трещин и пор
льдом определяется предзимней влажностью. Перераспределение вла-
ги в процессе промерзания возможно главным образом благодаря ее
отжатию вниз (фронтом промерзающей породы).
В связи со сказанным выше для пород слоя сезонного промерза-
ния характерны: а) льдистость пород меньшая, чем полная влагоем-
кость пород по слою (или соответствующая предзимней влажности,
или несколько меньшая за счет отжатия свободной воды вниз, в под-
стилающую талую толщу); б) некоторое увеличение льдистости грун-
тов нижней части сезонномерзлого слоя по сравнению с верхней.
Для пород слоя сезонного протаивания характерны: а) несколько
большая влажность и льдистость пород у подошвы этого слоя, чем в
его верхней части (при отсутствии во время промерзания горизонта
надмерзлотных вод), т. е. в целом по слою льдистость пород значи-
тельно меньше, чем их полная влагоемкость; б) в случае существова-
ния не срабатывающегося при промерзании горизонта надмерзлотных
вод СТС (см. гл. Х-2) возникновение замкнутых водоносных систем и
образование бугров пучения с линзами инъекционных льдов или с ба-
зальной текстурой у галечников. При этом следует иметь в виду, что
часть слоя, которая промерзает снизу, имеет льдистость, соответствую-
щую полной влагоемкости породы; верхняя часть слоя имеет льдис-
тость, близкую к предзимней влажности (или несколько меньшую в ре-
зультате отжатия влаги); а средняя часть слоя, в которую происхо-
дит отжатие влаги, — льдистость большую, чем полная влагоемкость
породы.
При многократном промерзании и протаивании в трещиноватых
скальных отложениях увеличивается раздробленность породы, сложе-
ние ее становится более рыхлым, трещины заполняются мелкоземом.
В гравийно-галечниковых отложениях и песках в случае образования
инъекций льда сложение этой части слоя становится более рыхлым и
увеличиваются фильтрационные свойства пород.
В сезоннопромерзающих и протаивающих грунтах при наличии
миграции влаги формируются шлировые типы криогенных текстур: сло-
истые, сетчатые, линзовидные, а при малой влажности пород (близ-
кой к максимальной молекулярной влагоемкости) — массивные. В слу-
чае, когда в породах имеются включения крупнообломочного материа-
ла, возникают корковые разновидности криогенных текстур.
В процессе сезонного промерзания дисперсных отложений следует
различать два случая: а) когда уровень грунтовых вод залегает близ-
ко к поверхности и при промерзании водоносного горизонта идет ин-
тенсивное подтягивание влаги к фронту льдовыделения и б) когда уро-
вень грунтовых вод находится на глубинах, превышающих мощность
зоны, «охватываемой» миграцией при промерзании.
В первом случае характерным является: а) формирование слоис-
тых разновидностей криогенных текстур в сезониомерзлом слое и неко-
торое увеличение мощности шлиров льда в нижней части слоя; б) сум-
марная льдистость грунтов сезонномерзлого слоя часто превышает пол-
196
|влажнм™С>п'10к? еГ° ° Т“Л0М состояии" " "“гда больше предзимней
влажности, в) интенсивное пучение отложений.
линчопипим^и случас хаРа1<терно: а) формирование тонкослоистых я
ча Z! Z *Риогенн“х текстур, преимущественно в верхней части се-
1 СЛ0Я; б) небольшое увеличение (порядка 5%) суммар-
„ьдистости по слою по сравнению с суммарной (по слою) пред-
зимней влажностью; в) существенное перераспределение влаги по сло-
I ям в процессе промерзания и концентрация ее в виде льда в верхней
части сезонномерзлого слоя.
Исследованиями Б. С. Русанова (1961) и Л. Д. Пикулевича (1963)
установлена стадийность процесса сезонного промерзания отложений.
Л. Д. Никулевич указывает на наличие четырех стадий в процессепро-
мерзания суглинистых пород в районе Братской ГЭС.
Первая стадия быстрого увеличения глубины промерзания харак-
теризуется большими градиентами температур и большими скоростя-
ми промерзания грунтов. При этом миграция влаги имеет прифрон-
товой характер, и изменение влажности мерзлых грунтов по сравне-
нию с талыми невелико.
Вторая стадия медленного роста глубины промерзания отличается
от первой уменьшением температурных градиентов в промерзающем
слое, медленным его увеличением и общим понижением его темпера-
туры. «В этот период идет интенсивная миграция влаги из талых грун-
тов через нижний промерзший слой грунта в верхний слой..., который
характеризуется оптимальными условиями для фиксации в нем влаги
в виде льда» (Пикулевич, 1963, с. 166—167). Именно в этом слое бла-
годаря миграции влаги в мерзлой породе образуются слоистые и лин-
зовиднослоистые криогенные текстуры и отмечаются максимальные
значения льдистости.
Третья стадия кажущегося равновесия характеризуется стабиль-
ностью границы промерзания, минимальными градиентами температур,
максимальными величинами естественной влажности грунтов той части
слоя, где существовали оптимальные условия для льдовыделения.
Четвертая стадия протаивания характеризуется постепенным отеп-
лением и последующим протаиванием пород. При этом происходит
уменьшение влажности в верхней части сезоннопромерзающего слоя
отложений и выравнивание кривой влажности по глубине.
Для слоя сезонного промерзания, сложенного дисперсными отло-
жениями (в которых при промерзании происходит миграция влаги)
распределение льда в породе различается, как указывалось выше в
зависимости от соотношения промерзания слоя сверхуснизу. ир-Д-
зимней влажности и возможности подтока надмерзлотных вод извне.
При промерзании сезонноталого слоя, в котором ГОР“““Т
=ов£ыПд= Ч=
показана (1961) .P«ob1‘S
шем подтверждена целым рядом ДРУ • ие с10Встые. линзовиднос.то-
части слоя характерны ото' ород При этом льдистость этой
истые и сетчатые ХР«°™Н“* ’Хй текстуры меняются в зависимости
части слоя и характер ьрЧем меНьше предзимняя в-заж
ОТ величины предзимней влажное
197
ность, тем меньше льдистость и тоньше ледяные шлиры. Для средней
части слоя характерны массивные и разреженные тонкие линзовидные
криогенные текстуры. Льдистость здесь всегда ниже полной влагоем-
кости и в пределе равна максимальной молекулярной влагоемкости
отложений. Для нижней части слоя характерны толстые слоистые, лин-
зовидные и сетчатые разновидности криогенных текстур. Здесь шли-
ры льда как бы повторяют конфигурацию подошвы сезонноталого слоя.
Льдистость нижней части сезоннопротаивающего слоя обычно или
равна, или превышает полную влагоемкость пород. Она не зависит су-
щественно от общей по слою предзимней влажности. Это обусловлено
влажностью у подошвы сезонноталого слоя, всегда близкой к полной
влагоемкости грунта. Высокая льдистость в этой части слоя формирует-
ся при относительно медленном промерзании снизу, когда подток влаги
к фронту промерзания очень интенсивен за счет совпадения направле-
ния гравитационного и миграционного движений воды. Мощность про-
мерзшего снизу слоя при прочих равных условиях тем больше, чем ни-
же температура подстилающей мерзлой толщи (Кудрявцев, 1961).
Промерзание сезонноталого слоя (СТС) снизу обусловлено полу-
годовыми теплооборотами Q, проходящими через его подошву. Вели-
чина этих теплооборотов определяется формулой (4,65), из которой
видно, что они прямо пропорциональны среднегодовой температуре по-
род tcp. При /Ср=0°С эти теплообороты равны 0, а с понижением
/СР возрастают. Выражение |/2~ — в формуле (4,65) для усред-
ненных значений к и С составляет 6285 кДж/м2. Тогда Q=6285 |/ср|
кДж/м2. Каждая 1000 кДж/м2 при промерзании снизу может обеспе-
чить образование слоя льда мощностью 0,3 см. В силу этого при /Ср=
=—10° толщина ледяных прослоек теоретически может достигать 15—
20 см, при /сР=—5 составлять 7,5—10 см, а при /Ср=—1° не будет
превышать 1—1,5 см. Учитывая, что не все теплообороты идут на фа-
зовые переходы воды в замерзающей породе, толщина ледяных про-
слоев за счет промерзания СТС снизу обычно меньше указанных зна-
чений. Вместе с тем у подошвы СТС образуются не прослои из чистого
льда, а слои породы с атакситовой криотекстурой, где объемная льдис-
тость достигает 50—90%. В силу этого снизу могут промерзать слои
породы несколько большей мощности, чем если бы здесь образовались
слои чистого льда. В процессе сингенетического осадконакопления и
промерзания отложений именно породы с криогенными текстурами,
созданными промерзанием сезонноталого слоя снизу, переходят в мно-
голетнемерзлое состояние (Катасонов, 1958). Этим и объясняется то
обстоятельство, что отложения, сингенетически промерзшие в условиях
низких отрицательных температур, имеют льдистость, значительно пре-
вышающую полную влагоемкость породы в талом состоянии (см. гл.
VIII-7).
При развитии слоя сезонного протаивания в нем за счет криоген-
ной текстуры возникает посткриогенная структурность отложений. По
местам вытаявших ледяных шлиров возникают ослабленные зоны и
трещины, а грунтовые агрегаты, относительно обезвоженные и уплот-
ненные в процессе льдовыделения, сохраняются как структурные от-
дельности. За счет этого воднофильтрационные свойства отложений се-
зонноталого слоя в естественном залегании значительно превышают та-
ковые с нарушенным сложением. Так, по данным Л. Н. Хрусталева
(1961), коэффициент фильтрации сезоннопротаивающих суглинков рай-
она Печорского угольного бассейна в 100—1000 раз больше, чем тех
198
Xr?cvmXnC структурой. Это обусловливает вотмож-
глинах.УЩ "адмсРм°твых вод даже в тяжелых суглинках и
заян^сетояиоЛ7167 Ф°Рм,|Рование льдистости, когда а процессе промер,
оасположёвим, ?озможе" "Риток надиерзлотиых вод с выше
Lol уча5тков (талых ИЛИ промерзающих по времени поз-
), р должающиися до момента полного промерзания. В этом слу-
5,^Д11ИИ ГОРИЗОНТ' характеризующийся при рассмотренных выше
условиях заметным понижением льдистости, обычно отсутствует. При
этом отмечается максимальное по величине пучение грунтов сезонно-
талого слоя, образование однолетних бугров пучения, а также возник-
новение грунтовых наледей.
Особенности криогенных процессов и связанных с ними явлений,
перечисленных в начале настоящего раздела, развивающихся в слоях
сезонного промерзания и сезонного протаивания, рассмотрены в гл. VII.
VI-5. ВЛИЯНИЕ РАЗЛИЧНЫХ ПРИРОДНЫХ ФАКТОРОВ
НА СЕЗОННОЕ ПРОМЕРЗАНИЕ И ПРОТАИВАНИЕ ПОРОД
ЧЕРЕЗ ОСНОВНЫЕ КЛАССИФИКАЦИОННЫЕ ПРИЗНАКИ
Влияние различных геологических и географических условий на се-
зонное промерзание и протаивание пород проявляется через средние
годовые температуры пород, амплитуды температур на их поверхности,
а также через влияние их на состав пород и влажность. По характеру
изменения этих параметров могут быть определены закономерности
изменения основных характеристик сезонного промерзания и протаива-
ния пород, а именно их глубин и теплооборотов (гл. IV).
1. Зависимость глубины сезонного промерзания
и протаивания пород от состава пород, их влажности
и теплофизических характеристик
Для выяснения в наиболее чистом виде закономерностей измене-
ния глубины сезонного промерзания и протаивания пород в зависи-
мости от среднегодовой температуры пород, и амплитуды температур
на их поверхности воспользуемся формулой (4,63). Рассмотрим слу-
чай сезонного промерзания и протаивания при равных теплофизиче-
ских характеристиках грунтов в мерзлом и талом состояниях, а
рис. 93 построены схематические кривые, характеризующие искомую
зависимость. * дз прежде ВСего видно, что максимальные глубины
сезонного промерзания и протаивания пород отмечаются при сРад“"Г
дозой температуре, равной 0", и убывают при “эыене""“ ^°иня
вых температур как в сторону повышения, так и в сторону понижения
?то0^уТ,ЯиХНГаТп°щ,пды
мерз^ния и протаивания пород может встречаться при самых разаич^
ных сочетаниях средних годовых температур и амплитуд температур на
их поверхности.
При помощи рис. 93 может быть определен характер изменения
глубин сезонного промерзания и протаивания пород, если известен ха-
рактер изменения средних годовых температур пород и амплитуд тем-
ператур на их поверхности. Для этой цели в последующем изложении
мы неоднократно будем пользоваться этой схемой, так как она пред-
ставляет собой общую закономерность изменения глубин сезонного про-
Рнс. 93. Изменение глубины сезонного
промерзания и протаивания пород (g) u
зависимости от среднегодовых темпера-
тур пород (/ер) и амплитуд темпера-
тур на их поверхности Я((Л|<Д,<Л3<-
<Д«)
мерзания и протаивания пород в зависимости от верхних граничных
условий, выраженных через среднюю годовую температуру пород и
амплитуду температур на их поверхности.
Зависимость изменения глубин сезонного промерзания и протаива-
ния пород от двух других классификационных признаков: литологиче-
ского состава пород и их влажности — представляется в следующем
виде.
Изменение литологического состава приводит прежде всего к из-
менениям их теплофизических свойств — теплопроводности и теплоем-
кости. Из формулы (4,63) следует, что зависимость глубины сезонного
промерзания (протаивания) прямо пропорциональна корню квадрат-
ному из теплопроводности и несколько более сложная по отношению
к теплоемкости. Из табл. 10 и рис. 94 видно, что при увеличении дис-
персности пород коэффициент теплопроводности уменьшается. Поэто-
му при прочих равных условиях наибольшие глубины сезонного про-
мерзания (протаивания) формируются в грубодисперсных породах и
наименьшие в тонкодисперсных.
Общеизвестно также, что теплофизические свойства пород
(а2—}./Су) существенно изменяются с изменением плотности пород,
их пористости и минералогического состава. Более плотные породы
имеют большую теплопроводность и теплоемкость.
Таблица 10
Изменение теплопроводности пород в зависимости от их механического состава
Гранулометрический состав, мм
Название породы
Лесок кварцевый,
мелкозернистый
Супесь легкая, пы-
леватая
Суглинок легкий,
пылеватый
Коэффици-
ент тепло-
проводности
грунта,
кДж/(м.ч.°С>
0,09
2,65
23,2
1,51
5,45
5,87 25,13
30,4
6,54
10,27
2,69
30,4
44,80
6.72
3,85.
4,48
34,5
37,2
19,49
13,56
2,70
21,45
11,93
200
на глубину сезонного промерзания и ппат Пород ” еГ° влияния
меино рассматривать ^влажнс!^ пР0Та»ва»»в необходимо одноврс-
щественно изменяются трппгиЬ»СТЬ пород’ С изменением последней су-
следует из табл 1Ги рис характери™" пород. Jk
пых пород возопетйД- г ’ К0ЭФФи“иеит теплопроводности дисперс-
личение теплппРпп1пп увеличением влажности. Наиболее резкое уве-
лых ХжнХГГппДН°СТН талых пород наблюдается в диапазонах ма-
должает Д0 макснмальной молекулярной влагоемкости) и про-
должает увеличиваться при увеличении влажности до полной влагоем-
Л.Вт/м’С
Рнс. 94. Изменение X в зави-
симости от влажности: 1 — пе-
сок; 2 — супесь; 3 — суглинок
Рнс. 95. Изменение глубины се-
зонного промерзания и оттаи-
вания грунта в зависимости от
влажности
кости. Дальнейшее возрастание влажности приводит к нарушению кон-
тактов между минеральными частицами, к уменьшению плотности по-
род и поэтому к снижению теплопроводности.
Изменение теплопроводности мерзлых пород в связи с вменением
влажности характеризуется несколько иной зависимостью. Уменьшение
теплопроводности мерзлых пород наблюдается только при малых влаж-
ностях (до максимальной молекулярной влагоемкости), когда образу-
ющиеся отдельные кристаллы льда ухудшают тепловые контакты. Во
всех остальных случаях увеличение влажности (льдистости) мерзлых
дисперсных пород приводит к увеличению их теплопроводности. Исхо-
дя из сказанного, увеличение влажности пород должно было бы при-
водить к увеличению глубины сезонного промерзания и протаивания.
Но наиболее сильно влажность пород влияет на глубину сезонного про-
мерзания и протаивания через фазовые переходы воды, доля участия
которых в общих годовых теплооборотах пород нередко достигает 50 и
более процентов. При этом чем больше влажность пород, тем больше
тепла затрачивается на фазовые переходы воды в них и тем меньше
глубина сезонного промерзания и протаивания.
Общая зависимость изменения глубины сезонного промерзания и
протаивания пород от влажности последних представлена на рис. 9э.
Из приведенной кривой видно, что при увеличении влажности от нуля
до кун, соответствующей количеству незамерзшей воды в породах, глу-
бина сезонного промерзания увеличивается. Это объясняется тем. что
в этом случае теплопроводность увеличивается больше, чем теплоем-
кость. В этом интервале влажности вся влага в породах при отрица-
тельных температурах остается в жидком состоянии, и породы остают-
ся нр'еирз™‘"™енных влажиостях пород, превышающих х',. часть во-
ды замерзает. С увеличением влажности пород в этом случае резко
возрастает доля фазовых переходов в общих теплооборотах пород и
глубина их сезонного промерзания и протаивания уменьшается.
201
Таблица 11
Изменение теплопроводности пород в зависимости от их влажности
Назвапнс породы Объемный псе скелета по- роды. т/м» Объемный вес пляжной породы, т/м* Полная плагосм- роды. % Влажность по роды при оп- ределении ко- эффициента теплопровод- ности. % к сухой навеске Коэффициент тепло- проводности породы кДж/(м-ч-°С)
мерзлой талой
Песок мелкозернис- тый 1,61 1,76 23,2 9,4 6,20 6,24
То же 1,64 1,87 23,2 14,1 7,67 6,66
* 1,58 1,87 23,2 18,6 8,55 7,04
Супесь легкая, пы- леватая 1,58 1,75 30,4 10,6 3,81 3,60
То же 1,63 1,95 30,4 19,8 5,32 5,61
> 1,48 1,93 30,4 30,4 11,86 5,45
Суглинок легкий, пылеватый 1,34 1,56 37,2 16,4 1,68 2,36
То же 1,44 1.84 37,2 27,4 3,98 3,52
1,36 1,83 37,2 34,5 4,48 3,85
1,16 1,67 37,2 43,5 4,61 3,06
Состав пород и их влажность существенно определяют глубину се-
зонного промерзания и протаивания также и в связи с температурной
сдвижкой.
В гл. IV уже указывалось, что температурная сдвижка возникает
за счет изменения коэффициента теплопроводности породы при перехо-
де ее из талого состояния в мерзлое в процессе сезонного промерзания
(протаивания). Величина температурной сдвижки пропорциональна
разности корней квадратных из теплопроводностей мерзлого и талого
грунтов, а также величине годовых теплооборотов. Известно, что чем
больше льдистость пород, тем больше коэффициент теплопроводности
мерзлой породы отличается от коэффициента теплопроводности талой
(эта зависимость прослеживается и в табл. 10 и 11). На основании
этого можно сделать вывод, что с увеличением льдистости (влажности)
пород температурная сдвижка (при прочих равных условиях) увеличи-
вается и, следовательно, среднегодовая температура на подошве слоя
сезонного промерзания (протаивания) понижается. Понижение сред-
негодовой температуры пород приводит к увеличению глубины сезон-
ного промерзания и сокращению глубины сезонного протаивания. По-
этому суммарное влияние влажности пород на глубину сезонного про-
мерзания оказывается несколько меньшим по сравнению с влиянием
ее на глубину сезонного протаивания. В первом случае увеличение тем-
пературной сдвижки при увеличении влажности пород несколько ком-
пенсирует уменьшение глубины сезонного промерзания, происходящее
в связи с увеличением затрат тепла на фазовые переходы воды в поро-
де. Во втором случае влияние влажности оказывается максимальным,
так как и увеличение температурной сдвижки и возрастание теплоты
фазовых переходов в связи с увеличением влажности пород приводит
к сокращению глубины сезонного протаивания.
2. Влияние снежного покрова на глубину сезонного промерзания
и протаивания пород
Снежный покров приводит к изменению теплообмена на поверхно-
сти земли. Но его значение многообразно. Белый снежный покров уве-
личивает альбедо поверхности земли. Это приводит к уменьшению по-
202
на поверхности земли пос-
। воздуха, отмечаются за-
поддерживает на поверх-
ft
Рис. 96. Изменение влияния снежного
покрова на температурный режим под-
стилающих пород в зависимости от его
мощности
ту7пороаЛУЧИ':ТОЙ Энергии и к средних годовых темпера.
ностью™»™ сксж"ый "ОКР™. обладающий малой теплопровод
зимнее" время ™„30ЛЯТ0Р предохраняет породы от теплопэт’ерь
ператур приводит и повышению их средних годовых™
В том случае, когда снег задерживается
ле наступления положительных температур
держки в прогревании пород. Тающим снег
мости пород нулевую температуру
в течение некоторого времени, не-
смотря на то, что температуры воз-
духа положительные. Это приводит
к некоторому охлаждению пород и
к понижению их средних годовых
температур.
При образовании многолетних
снежников и ледников помимо из-
менения теплообмена на поверхно-
сти за счет изменения альбедо тем-
пературы подстилающих ледники
пород будут несколько отличны от
температур пород на участках, сво-
бодных от ледников и снежников
в аналогичных условиях. В этом
случае будет отмечаться повышение температуры льда в леднике и в
нижележащих породах с глубиной в соответствии с геотермическим
градиентом.
Разница в температурах на поверхности ледника и в подстилаю-
щих породах будет тем больше, чем больше мощность ледника. Таким
образом, ледники и снежники, существующие круглый год, работают
как отепляющий фактор и приводят к повышению средних годовых
температур подстилающих пород.
Все это многообразное влияние снежного покрова на температур-
ный режим подстилающих пород представлено на рис. 96, где отчет-
ливо видно, как с изменением мощности снежного покрова его влия-
ние несколько раз изменяется на противоположное. До мощности, рав-
ной h\, отмечается охлаждающее влияние за счет увеличения альбедо.
Далее, в пределах мощностей от h\ до Л2 доминирует отепляющее дей-
ствие снега как теплоизолятора. При мощностях от hj до Лз постепен-
но возрастает охлаждающее влияние снега за счет задержки схода
его в летний период. При мощности Л=Лз это охлаждающее влияние
равно отепляющему влиянию снега как теплоизолятора. При образо-
вании постоянно существующих снежников и ледников отмечается по-
степенно возрастающее с увеличением мощности их отепляющее влия-
ние на подстилающие породы. Таким образом, здесь мы имеем яркий
пример проявления диалектического закона перехода количества в ка-
ЧеСТНо помимо качественной оценки и рассмотрения существа зако-
номерностей формирования температурного режима пород в зависимо-
стн от снежного покрова, снежников и л'д""“°в *е^л“°
определить и количественные связи этих закономерностей, к расист
рению которых мы и перейдем.
В полевых условиях для приближенных
рявцева (1954), выведенная на основе статистической обработки фак-
тических данных. Формула имеет вид:
'' (6’’>
где ЛЛСН — уменьшение амплитуды годовых колебаний температуры
(физическое значение) под снегом. °C; г — высота снежного покрова,
м; а2 — коэффициент температуропроводности снега, м2/ч; Т — период,
равный году, ч; Лп — метеорологическая амплитуда,годовых колебаний
температуры воздуха, °C.
Для удобства расчетов по указанной формуле В. А. Кудрявцевым
(1954) составлена таблица изменений величины (1—е ’ а’г ), кото-
рая записана в виде р------в зависимости от различных мощности
и плотности снега (табл. 12). Этот метод широко используется в прак-
тике различных мерзлотных исследований как экспресс-метод.
Таблица 12
Значение величины ) в зависимости от мощности, плотности
и коэффициента температуропроводности снежного покрова
(по В. А. Кудрявцеву, 1954)
Плотность снежного покрова, р, Коэфф. Мощность (г) снежного покрова в м
темпера ту ропровод- ностн снега О’. 10" м’/ч 0.1 0,2 0.3 0,4 0.5 0.6 0,7 0.8 0.9 1.0
75 0,36 0,094 0,181 0,259 0,329 0,398 0,451 0,503 0,551 0,597 0,632
ПО 0,54 0,081 0,155 0,224 0,288 0,345 0,400 0,447 0,491 0,532 0,572
150 0.72 0,071 0,136 0,197 0,253 0,306 0,355 0,400 0,442 0,482 0,518
190 0,90 0,064 0,123 0,178 0,230 0,279 0,324 0,367 0,407 0,445 0,480
225 1,08 0,058 0,113 0,164 0,213 0,259 0,302 0,343 0,381 0,416 0,450
250 1,26 0,054 0,105 0,153 0,198 0,242 0,282 0,321 0,357 0,392 0,425
300 1,44 0,051 0,098 0,143 0,186 0,227 0,267 0,303 0,338 0,371 0,403
340 1,62 0,048 0,093 0,136 0,178 0,216 0,254 0,289 0,323 0,356 0,386
380 1,80 0,045 0,088 0,130 0,169 0,206 0,242 0,277 0,309 0,341 0,371
415 1,98 0,043 0,081 0,124 0,161 0,197 0,232 0,265 0,297 0,327 0,356
Теплоизолирующее действие снежного покрова, приводящее к по-
вышению средних годовых температур пород, количественно может
быть также оценено посредством теплооборотов, проходящих из грун-
та через снежный покров в атмосферу за зимний период. Очевидно,
что эти теплообороты будут равны теплооборотам почвы, проходящим
через поверхность земли за этот же период. Эти теплообороты опре-
деляются формулой (4,66), если их отнести к периоду времени с мо-
мента наступления отрицательных температур на поверхности земли
и до инверсии знака теплооборотов, т. е. до того момента, когда пре-
кратится отдача тепла грунтом и начнется его нагревание. Эти тепло-
обороты (Q) запишутся следующим образом:
<2= [у (Ар-'Е)С+<2ф]е+/2’/Е]/-^£- (6.2)
где -у (Лер — /{)С£ — теплообороты слоя сезонного промерзания,
связанные с теплопроводностью пород при отрицательных температу-
204
7. тс 4
pax; <?ф5 - теплообороты за счет фазовых переходов водь, в сдое
зонного проморза„.1Я;|/2 /Ц/ Л2£. --теплообороты. идущие ,
СЛ0'' ™зо""ог° промерзания породах, за время
У ''krvodMh отрицательных температур на их поверхности.
< ффициент п определяется из следующего уравнения:
^2 (лР - <,) 1/2^. +
2ЛСрС sir + 5 Q,j> + (2ЛсрС + Оф)
= (пЛрС + 0ф)£. (6,3)
Решив это уравнение относительно п и подставив его в (6,2), окон-
чательно получим выражение для определения теплооборотов, проте-
кающих через поверхность пород за время существования отрицатель-
ных температур на поверхности земли в следующем виде:
+ -t(l—.
+-----;(,+i).
2ДСрС £яе + <2ф £ + у ~пс~ (2-^срС4~ <2ф)
(6,4)
В этом уравнении величины Дср> е2с и g являются функциями сред-
ней годовой температуры пород Zj(/Cp)- Поэтому и Q также является
функцией от tcp при данных Ло, X, С, Т, Q$.
Количество теплооборотов, прошедших через снежный покров, оп-
ределится следующим образом:
Q, = ^. V (6.5)
где Хен — теплопроводность снега; t2 — температура на поверхности
пород; Л — температура на поверхности снежного покрова; z — мощ-
ность снежного покрова; ti — время, исчисляемое с наступления отри-
цательных температур на поверхности пород; т2 — время, соответст-
вующее инверсии знака теплооборотов на поверхности пород.
Пользуясь осредненнымн значениями отрицательных температур
на поверхности снежного покрова Гвс и поверхности пород Г», а также
средними значениями мощности снежного покрова за рассматривае-
мый отрезок времени, выражение (6.5) может быть переписано в еле-
дующем виде:
(6,6)
Q, ~ . 3S- (Ч — ’1).
Зная ход изменения температур воздуха a
MV можно определить („ и но данным фактических наеих деним
При отсутствии этих данных U может быть “''''^Х^м.те-
принята равной % от максимально» за зиму срыве» месячной те
2»
ратуры. Величина zcn может быть принята за ’/г от мощности снежно-
го покрова, соответствующей моменту времени инверсии знака тепло-
оборотов на поверхности пород. Последняя же может быть определена
путем линейной интерполяции по данным максимальной мощности
снежного покрова за зиму для данного географического пункта.
Из существа теплофизнческого процесса следует, что теплообороты
Qi и Q2 должны быть равны. Приравнивая (6,4) и (6,6), окончательно-
получим следующее уравнение:
z \ лср / Г ••
+---------------------+ч-) =
2ЛсрС + «Ф Е + ]/ (2ЛсрС + «ф)
'--'"-fa-T,). (6,7>
ZCH
При использовании этого уравнения величины Ао, Лср, Ьс и tnn следует
представить как функции от в следующем виде:
Л _/ д__________<тах —2^_________0ф_.
А) - ‘max лср - Q* 2С ’
‘max— 2С
2ЛРс+еФ • 1™~ з
При подстановке этих выражений в (6,7) последнее примет вид
функциональной зависимости от (g, которая является искомой величи-
ной. Уравнение трансцендентное, сложное и относительно аналити-
чески не решается. Решение легко находится графически. Левая часть
уравнения (6,7) представляет собой теплообороты, проходящие черев
поверхность пород за период с момента наступления отрицательных
температур на поверхности земли и до момента инверсии знака тепло-
оборотов. Правая часть представляет собой количество тепла, прохо-
дящее через снежный покров за этот же промежуток времени. Таким
образом, обе части уравнения (6,7) имеют свой вполне определенный
физический смысл и могут быть проанализированы в зависимости от
геологических и географических условий для каждого конкретного
района.
На совмещенном графике для обеих частей уравнения точка пе-
ресечения кривых дает искомую величину средней годовой температу-
ры пород, при которой выполняется уравнение (6,7). Помимо чисто
количественной оценки отепляющего влияния снежного покрова урав-
нение (6,7) дает возможность проследить и общие закономерности фор-
мирования температурного режима пород под снежным покровом.
Основной закономерностью является то, что отепляющее влияние
снежного покрова зависит от теплооборотов почвы для данного рай-
206
она. Чем больше теплообороты почвы, тем при всех прочих
условиях отепляющее влияние снега больше и наоборот ₽СледомтеЛ
или°окаТ<иФаКТ0,Ш 11 уСЛ0““”' которые определяют теплообороты пород
или оказывают то или иное влияние па них, определяют и величии^
отепляющего влияния снежного покрова. Отсюда отепляющее влияние
одного и того же снежного покрова (по мощности, плотности тепто-
физическим свойствам и прочим характеристикам) на различных уча-
стках в пределах одного и того же района будет различно в зависи-
мости от состава пород и их влажности. На сухих грунтах оно будет
минимальным, а на водонасыщенных, наоборот, максимальным.
За счет теплооборотов, идущих на фазовые переходы воды в поро-
дах, годовые теплообороты в них могут изменяться в 1,5—2 раза. Сле-
довательно, и отепляющее влияние снежного покрова может за счет
этого изменяться в 1,5—2 раза. Интересно, что в условиях резко кон-
тинентального климата теплообороты в породах всегда больше, чем в
условиях морского климата, а отсюда и отепляющее действие снежного
покрова также должно быть больше в первом случае.
Отепляющее влияние снежного покрова различается для сезон-
ного промерзания и сезонного протаивания пород.
При всех прочих равных условиях теплообороты пород в случае
сезонного протаивания будут больше, чем при сезонном промерзании.
Это объясняется тем, что в мерзлых породах, подстилающих сезонно-
талый слой, при годовых колебаниях температур помимо теплооборо-
тов, связанных с теплоемкостью, будут иметь место и теплообороты,
идущие на фазовые переходы воды в мерзлых породах. В случае се-
зонномерзлого слоя таких теплооборотов не будет. В силу этого при
сезонноталом слое отепляющее влияние снега при всех прочих равных
условиях будет большим, чем при сезонномерзлом.
Как известно (Кудрявцев, 1965), теплооборо.ты пород максималь-
ны у южной границы области распространения многолетнемерзлых по-
род, т. е. при средних годовых температурах пород, равных 0°. С из-
менением последних в сторону их повышения и понижения (к югу и к
северу от южной границы) теплообороты уменьшаются тем больше,
чем больше среднегодовые температуры пород будут отличаться от
0°. В соответствии с этим и отепляющее влияние снежного покрова бу-
дет максимальным у южной границы области распространения много-
летнемерзлых пород и будет уменьшаться к югу к к северу от это»
границы. В этом проявляется широтная зональность отепляющего влня
ния снежного покрова в отношении формирования температурногоре-
ЖИВАн"Хичная закономерность отмечается и в =еиии»«и«о»
зональности. Максимальное отепляющее влияние снежного покрова бы
вает там где средние годовые температуры горных пород равны 0 На
больших’« меньших отметках это влияние будет у«»ьшнтьс,^тем
ше чем больше средние годовые температуры пород будут отлича
°Т «Жриться, что указанное проявление широтной
„ой зональностей в Рассматрииаемом —
топлооЫбор"о0т₽а°хД'пород я₽меют₽теплообороты совершающиеся за
счет фазовых переходов »»»“ 8 замерзаю^иормах.
бУДе? =
^Х^Д0й\=ТпХ7нЛ пород и не будет зависеть
Рис. 97. Схема годовых коле-
баний температур в породах
в нормальных условиях (сплош-
ные липни) и при задержке
схода снежного покрова (пунк-
тирные линии)
от средних годовых температур. Амплитуды не подчиняются широтной
зональности н зависят в каждом конкретном случае от удаленности
изучаемого района от моря.
В отношении высотной зональности положение более сложно.
Здесь амплитуда может уменьшаться с высотой вследствие инверсии
температуры, влажности и увеличения фазовых переходов воды, вслед-
ствие чего, по-видимому, также будет изменяться и влияние снежного
покрова.
Помимо общих закономерностей широтной и высотной зонально-
стей необходимо отметить и ряд частных закономерностей, как, напри-
мер, различие в отепляющем влиянии снеж-
ного покрова на склонах различной экспо-
зиции и крутизны для участков с различ-
ным растительным покровом, в зависимо-
сти от характера проявления зимней темпе-
ратурной инверсии и т. д. Во всех этих слу-
чаях отепляющее влияние снежного покро-
ва будет тем больше, чем больше будут
теплообороты пород, и наоборот.
В результате всего изложенного выше
следует, что отепляющее влияние снежного
покрова определяется не только характе-
ром этого покрова, но в не меньшей степе-
ни зависит также от всего комплекса при-
родной обстановки, начиная от состава
промерзающих пород и их влажности и
кончая растительным покровом и характе-
ром рельефа местности.
Для полной характеристики влияния снежного покрова на форми-
рование температурного режима горных пород необходимо еще оста-
новиться на охлаждающем влиянии этого покрова, когда сход снега
задерживается после наступления положительных температур на по-
верхности почвы. За время лежания снега после наступления положи-
тельных температур воздуха температура на поверхности пород будет
равна нулю градусов и станет положительной только после схода
снега.
При задержке снега до второй половины лета или до осени мак-
симальная температура на поверхности будет соответственно меньше,
и амплитуда температур на поверхности сократится по сравнению с
обычными условиями.
В том случае, когда снег задерживается, но сходит до наступления
максимальных температур воздуха (середина июля), максимальные
значения температур на поверхности грунта не будут отличаться от
максимальных температур на участках, где снег сошел без задержки.
Задержка схода снега в этом случае не повлияет на величину ампли-
туды температур на поверхности грунта (рис. 97).
Следовательно, колебания температур в породах (при положитель-
ных температурах) будут совершаться так, как если бы период на по-
верхности пород был бы равным
(6,8)
где т — сокращенный годовой период колебания температур, связан-
ный с задержкой схода снега; Т+ — продолжительность существования
положительных температур воздуха; То — длительность задержки схо-
208
да снега с поверхности почвы в заснеженный период гопа т
од, равный одному году. р А год • ' ~~ "еРИ-
В этом случае глубина сезонного протаивания fivn₽-r
формулой (4,63), но с подстановкой вместо Т значения т по
(6.8). Очевидно „то в этом случае глуби°„' "»
сколько меньшей, чем J при Т, равном одному году. Отношение этих
глубин будет прямо пропорционально корню квадратному и“ периодов
(W>
Ут
Эта зависимость следует из основной формулы (6.7). но полученная
сокращенная глубина протаивания (Ь) должна быть отнесена' к вол-
ному периоду колебаний (Г) для получения средней годовой темпеоа-
туры пород с учетом охлаждающего действия снежного покрова. Эта
температура может быть получена из того же уравнения (6.7). где
она оудет искомой величиной, а 51 должно быть подставлено вместо
Рис. 98. Схема влияния снеж-
ного покрова на глубину се-
зонного промерзания и прота-
ивания пород (5): б—средне-
годовая температура пород при
наличии снежного покрова; <•—
то же при снятии снежного
покрова: 4t<4j<43—амплиту-
ды среднемесячных температур
на поверхности породы
Величина g>c должна быть получена с учетом измененной средней го-
довой температуры.
Таким образом, может быть определено охлаждающее влияние
снежного покрова на температурный режим пород как в отношении
изменения глубин протаивания пород, так и в отношении изменения
средних годовых температур.
Аналогичное положение отмечается и в случае_сезонного промерза-
ния пород, но в этом случае отношение Ит .V Т будет значительно
меньшей величиной, и поэтому изменение глубин сезонного промерза-
ния и средней годовой температуры пород будет также значительно
меньше, чем при сезонном протаивании (при всех прочих равных ус-
ловиях).
Таким образом, при определении влияния снежного покрова на се-
зонное промерзание и сезонное протаивание необходимо учитывать все
стороны этого явления: изменение альбедо поверхности, отепляющее
влияние за счет теплоизолирующего действия в зимний период и ох-
лаждающее влияние за счет задержки схода снега в весенне-летнее
время. В средних широтах обычно суммарное влияние снежного покро-
ва остается отепляющим.
Качественно влияние снежного покрова на глубину «.озонного про
мепчания и сезонного протаивания может быть определено при помощи
слХ'юще» схемы (рис 98). представляющей диаграмму щансамосп.
глубин сезонного промерзания и протаиванияX
пературы пород (<„) и амплитуды 'X
Отепляющее влияние снежного поьрова. изменяют* глубины се-
зонного промерзания п протаивания, определяете» но это* схеме .ле-
дующим образом.
14 Зак. 98
Рассматривая сначала сезонное промерзание (левая часть рис. 98),.
допустим, что при наличии снежного покрова на поверхности средне-
годовая температура породы была Л и амплитуда температуры на по-
верхности — А2, тогда глубина сезонного промерзания в этом случае
определяется положением точки пц. Снятие снежного покрова приво-
дит к двум последствиям? во-первых, среднегодовая температура по-
нижается от значения Л до значения /2 и, во-вторых, амплитуда на
поверхности возрастает от значения А2 до значения Л3.
Как видно на рис. 98, понижение среднегодовой температуры до
значения t2 увеличивает глубину сезонного промерзания до величины,
отмечаемой точкой т2, т. е. дает положительное приращение этой глу-
бины +Д§ь Рассматривая влияние увеличения амплитуды температур
при снятии снежного покрова от значения А2 до значения А3, видно,
что оно также увеличивает глубину промерзания до величины, отмечае-
мой точкой т3, т. е. также приводит к положительному приращению
+&g2 ЭТОЙ глубины.
Таким образом, при снятии снежного покрова в области сезонного
промерзания глубина последнего увеличивается как за счет понижения
среднегодовой температуры, так и за счет увеличения амплитуды. Эти
влияния складываются, и в результате получается резкое увеличение
глубины сезонного промерзания при снятии снежного покрова (Д^-р
+Д&?)-
В области сезонного протаивания дело обстоит иначе (правая часть
рис. 98).
Пусть при наличии снежного покрова среднегодовая температура
породы была Л, амплитуда температуры Л2, а глубина сезонного про-
таивания соответственно определялась точкой гщ. Тогда при снятии
снежного покрова среднегодовая температура понизится до значения
t2, и это приведет к уменьшению глубины сезонного протаивания
(—ДВ1). В то же время амплитуда изменений температуры на поверх-
ности возрастет от значения А2 до значения А3, и это увеличит глубину
сезонного протаивания на (+Д|2).
Таким образом, в случае сезонного протаивания пород влияние из-
менений среднегодовой температуры пород и амплитуды температуры
на поверхности на глубину сезонного протаивания при снятии снежного
покрова компенсируют друг друга, и в результате получаются незначи-
тельные изменения глубины сезонного протаивания (Д|2—A£i).
При рассмотрении отепляющего’влияния накопления снежного по-
крова на глубины сезонного промерзания и протаивания очевидно, что
на рис. 98 нужно в этом случае переходить от точек тп3 к точкам /Пь
т. е. от глубин промерзания—протаивания без снега к глубинам при
наличии снега.
3. Влияние растительного покрова на глубину сезонного
промерзания и протаивания пород
Влияние растительного покрова на глубину сезонного промерзания
и протаивания и на температурный режим в породах представляет со-
бой только одну из сторон сложной многосторонней и важной пробле-
мы о взаимодействии растительности с мерзлыми породами.
Даже при кратком рассмотрении указанного выше вопроса необ-
ходимо иметь в виду следующие зависимости и соотношения.
1. Растительный покров влияет на развитие мерзлых пород через
обусловленные им изменения теплообмена между почвой и атмосфе-
рой.
210
Растительный покров в летний период частично задерживает пря-
мую и рассеянную солнечную радиацию, что приводит к некоторому
охлаждению пород. В зимний период, наоборот, растительный покров
является теплоизолятором, препятствующим выделению тепла из почв
В этом случае растительный покров оказывает отепляющее воздействие
на породы. Эти последние два воздействия растительного покрова на
приходную и расходную части баланса лучистой энергии могут быть
очень разнообразными. Относительное значение этих двух видов воз-
действия растительного покрова па теплообмен — уменьшение облуче-
ния почвы летом и испускание длинноволновой энергии зимой — изме-
няется при переходе с севера на юг.
Действительно, на севере зима длиннее, а лето короче, чем на юге,
поэтому сильнее выступает теплоизолирующее, как бы отепляющее,
воздействие растительных покровов на температурный режим почв. На
юге, наоборот, лето относительно длиннее, а зима несколько короче,
поэтому может преобладать затеняющее, как бы охлаждающее, вли-
яние растительного покрова на температуру почв. Разумеется, что та-
кое сопоставление возможно только при прочих равных условиях.
У различных растительных покровов (например, у мохового покро-
ва и соснового бора) будут сильно различаться указанные летние и
зимние воздействия на теплообмен. Различия растительности обуслов-
ливают также разницу в альбедо поверхностей, что, в свою очередь,
создает различия в отражении и поглощении лучистой энергии и отсю-
да в температурном режиме почв и пород.
2. Растительные покровы влияют на температурный режим почв
также через их воздействие на влагообмен между атмосферой и поч-
вой. Эти воздействия растительности на влагообмен происходят раз-
личными путями:
а) во-первых, различные виды растительности по-разному испаря-
ют влагу, вытягиваемую ими из почвы, влияя таким образом через
влажность воздуха и почвы на тепловой баланс последних (процесс
транспирации);
б) различные виды растительности по-разному задерживают и со-
храняют от протаивания и перевевания снежные покровы, что также
оказывает большое влияние на ход сезонного промерзания и протаива-
ния. Таким образом, влияние растительного покрова оказывается ком-
плексно связанным с влиянием снежного покрова;
в) наконец, различные виды растительности по-разному удержива-
ют влагу в почве? влияя таким образом на теплофизические характе-
ристики почвы, а через них и на ход теплообмена между почвой и ат-
Ф3.РВ естественных условиях происходит не только воздействие рас-
тительных покровов на’развитие мерзлых толщ, но и обратное влияние
последних на растительные покровы (Тыртиков.
Таким образом, мерзлые толщи и растительные покровы, каь. пра-
вило развиваются параллельно, реагируя «•««“«“ 0
Это обстоятельство, между прочим, является основой для ст меняя о
соответствии между мерзлотными и геоботаническими условиями
П0Л1УлХ"Р^”™Х™™.ЪенаКе'формирование ..развитие мерзлых
толщ проявляется, в частности, в изменениях глубин промерза
природных Условий ; приводит «ля них следующие выводы и пол-
тверждающне данные.
211
14*
В пределах южной тундры и большей части азиатской лесотундры
развитие растительности уменьшает, а уничтожение растительности уве-
личивает глубину протаивания почвы обычно нс более чем на один
метр. В этой области после уничтожения растительности нередко уси-
ливаются термокарст и оползневые процессы, изменяющие облик мест-
ности; при этом образуются озера, болота и другие просадочные формы
рельефа.
В северной тайге влияние растительности на развитие мерзлых
толщ сильнее, чем в лесотундре и тундре. Под влиянием развития рас-
тительности здесь нередко формируются многолетнемерзлые породы на
участках, где их не было. В северной тайге Западной Сибири переход
сезонного промерзания в сезонное протаивание при формировании мно-
голетнемерзлых толщ под влиянием развития растительности наблю-
дается также в поймах рек. Развитие пойменного режима изменяет
условия обитания растительности и смену растительных сообществ, а
эта смена приводит к развитию многолетнемерзлых пород.
Значение смены одних видов растительности другими в формирова-
нии многолетнемерзлых толщ возрастает при движении с севера на юг
и особенно велико в районах, примыкающих к южной границе обла-
сти многолетнемерзлых пород. В этом же направлении увеличивается
степень приуроченности растительных сообществ к типам сезонного
промерзания и протаивания, т. е. возрастает индикационное значение
растительного покрова.
Можно сказать, что в континентальном климате с продолжитель-
ным теплым летом и суровой зимой, при снежном покрове 10—20 см
растительный покров одинаково защищает почву как от летнего на-
гревания, так и от зимнего охлаждения. При более мощном снежном
покрове отепляющее воздействие растительного покрова зимой будет
больше, чем охлаждающее летом.
В северных районах наличие травяно-мохового покрова и кустар-
ника вызывает повышение среднегодовой температуры почвы на 1—2°.
Кроме этого, травяно-моховой покров, кустарник и лес в отдельности
сокращают годовые амплитуды на 15—25%, а совместно — на 30—
50%.
Влажные моховые и торфянистые покровы вследствие большой
влагоемкости резко увеличивают свою теплопроводность в мерзлом
состоянии. Это вызывает понижение среднегодовой температуры почвы
на 1—3%, за исключением районов с мощным снежным покровом, где
наблюдается обратное воздействие. Сокращение 'годовых амплитуд
температуры почвы под моховым и торфяным покровами может дости-
гать 50—60%, а при мощном моховом покрове и торфе — даже 80—
90%.
Для расчета теплового влияния растительного покрова (как слоя
теплоизоляции) на температуру поверхности почвы могут быть пред-
ложены следующие приближенные зависимости, выведенные Э. Д. Ер-
шовым (1971):
Д А„„ = + , (6,10)
д _2_ (61|)
₽ Т п
где ЛА] и ЛА3 — разница в среднесуточных температурах воздуха на
поверхности растительного покрова и под ним соответственно за холод-
ное и теплое время года, °C; т> и т2 — продолжительность существова-
212
ния соответственно отрицательных и
духа, ч; Т — период, равный году, ч.
положительных температур зоз-
а-Л--^ (6,12)
ДА-Аа-Г^), 4 = 4»+^ (6.13)
где г — высота растительного покрова, м; <£, в? — коэффициент
^?»ХГ’ТД?ЯНОСТ” Ра'™™ь»ого покрова соответственноТмер3.ТС»
и талом состоянии, Араст, /раст — соответственно годовая амплитуда
К°Л^«е"“ те‘|лсРатУР“ воздуха и среднегодовая температура воздуха
на поверхности растительного покрова под снегом, т. е с учетом i.,
(6,1). При расчете А и А2 значение 1рас, берется с учетом'знака
Рис. 99. Схема для качествен-
ного определения влияния рас-
тительного покрова на глубину
сезонного промерзания н прота-
ивания пород в северных рай-
онах: — среднегодовая тем-
пература почвы с растительным
покровом; /2—то же без рас-
тительного покрова
значение /раст берется с учетом7 знака.
Для качественного определения влияния растительного покрова на
глубину сезонного промерзания и протаивания пород можно воспользо-
ваться схематической диаграммой (рис. 99).
Эта диаграмма показывает изменения глубины сезонного промер-
зания и протаивания в зависимости от изменений среднегодовой тем-
пературы почвы и амплитуды температур на ее поверхности. Поэтому
для определения влияния растительного покрова на глубину сезонного
промерзания и протаивания остается только определить, как он влияет
на изменение среднегодовых температур и годовых амплитуд.
Так как в южных районах выступает сильнее охлаждающее влия-
ние растительного покрова, а в северных — отепляющее влияние, то
следует рассмотреть эти влияния отдельно для южных и для северных
районов.
Рассмотрим сначала влияние снятия растительного покрова на глу-
бину сезонного промерзания и протаивания почв в северных районах.
В этом случае его снятие приводит к понижению среднегодовой тем-
пературы почвы и к увеличению годовой амплитуды. На участках рас-
пространения немерзлых пород (рис. 99. левая сторона! показано, что
снятие растительного покрова понижает среднегодовую температуру
от значения G до значения G, вследствие чего глубина сезонного про-
мерзания (ь) увеличивается от точки до точки на положитель-
ное приращение Д£,. Аналогично, снятие растительного покрова приво-
дит к возрастанию годовой амплитуды от значения Аг до значения Яь
что в свою очередь, увеличивает глубину сезонного промерзания от
точки т2 до точки ш3. т. е. также приводит к положительному прира-
щению Asa. В результате такого сложения влиянии в северных районах
снятие растительного покрова значительно увеличивает глубину семш-
ного промерзания на величину A*i4-A*2-
213
Наоборот, как видно из правой части рис. 99, снятие растительно-
го покрова на участках сезонного протаивания незначительно изменяет
его глубину. Это происходит потому, что указанная операция, во-пер-
вых. понижает среднегодовую температуру от значения t\ до значения
и вследствие этого уменьшает глубину протаивания от точки т\ к
точке т2, т. е. дает отрицательное приращение —Afci. Во-вторых, уве-
Рис. 100. То же, что на рис. 99, в южных рай-
онах
личение амплитуды от значе-
ния Л2 до значения А3 увеличи-
вает глубину протаивания от
-Л? точки т2 до точки т3, давая
л, +Д£г- Таким образом, первое и
лз второе влияния компенсируют
друг друга (Д£2—A£i).
На рис. 100 приведена ди-
аграмма, аналогичная рис. 99,
показывающая влияние снятия
растительного покрова на глу-
бину сезонного промерзания и
протаивания в южных районах
области мерзлых пород.
Из рис. 100 видно, что в южных районах снятие растительного по-
крова влияет на глубины сезонного промерзания (левая часть рис. 100)
и на глубины сезонного протаивания (правая часть рис. 100) противо-
положно по сравнению с северными районами. Здесь при снятии рас-
тительного покрова слабо изменяются глубины сезонного промерзания
пород и сильно возрастают глубины сезонного протаивания.
Следует помнить, что закономерности, показанные на рис. 99 и 100,
справедливы при прочих равных условиях, а при неравенстве каких-
либо дополнительных условий, например снежного покрова, могут и
не соблюдаться. Кроме того, влияние растительного покрова на промер-
зание и протаивание настолько сложно и недостаточно изучено, что
требует дальнейших исследований.
4. Влияние водного покрова на температурный режим
донных пород и на их сезонное промерзание и протаивание
Температурный режим пресных бессточных озер зависит от их
глубины. Так как толщина льда в озерах при самых суровых зимних
условиях не превышает 2—2,5 м, то донные отложения в водоемах
глубже чем 2,5 м всегда находятся в немерзлом состоянии. При этом
если ширина озера превышает удвоенную мощность мерзлых толщ в
данном районе, то под озером, как правило, образуется сквозной та-
лик, а при меньшей ширине и большой мощности многолетнемерзлых
толщ может образоваться псевдоталик.
Для характеристики температурного режима воды и донных отло-
жений зимой приведем данные по измерениям температуры воды в оз.
Перевальном (табл. 13), расположенном на водоразделе рек Кебюме—
Хандыга на высоте 1418 м; ширина озера 400 м, длина — 800 м, глу-
бина (Я) — 17,9 м (Швецов, 1951). Средняя температура почвы в
районе до —10°.
Из данных табл. 13 видно, что температура повышается с глуби-
ной примерно до 4°; при этой температуре пресная вода имеет наи-
большую плотность и стремится опуститься ко дну. Этот процесс кон-
векционного перемешивания происходит и летом. Поэтому максималь-
214
Температура воды в оз.
Глубина от ниж- | нсп поверхности ' льдп, ы 2В/Г9Я|»48Сг. Глубина от ниж- ней поверхности | льда, и
Лед (1,7) 1.0 1,2 8,0 10,0 3,1 3,2
2,0 1.3 12,0 3.4
3,0 1.9 14.0 3,5
4,0 2,7 | 16,0 3,6
5,0 3,0 I дно ЧЛ
ную летнюю температуру воды в неглубоких северных озерах можно
приближенно считать постоянной.
При глубинах водоема меньших, чем возможная в данном районе
толшиня льпя пи пплмопооат ял и в донных отложениях могут
Рис. 101. Схема распределения мини-
мальных, максимальных и среднего-
довых температур в ледяном покрове
водоема
максимальных
толщина льда, он промерзает до дна,
быть как отрицательные, так и поло-
жительные средние годовые темпера-
туры в зависимости от глубины водо-
ема. При этом в зависимости от глу-
бины будут изменяться и годовые ам-
плитуды температуры на поверхности
донных отложений.
Температурный режим донных от-
ложений в неглубоких озерах, промер-
зающих до дна, удобно рассмотреть,
воспользовавшись рис. 101, на кото-
ром приведена схема распределения
МИНИМаЛЬНЫХ (/щ1п), ------------
(/max) и среднегодовых (/Ср) темпера-
тур в ледяном покрове в зависимости
от глубины водоема (Н). С некоторым приближением можно при-
нять, что зимой минимальная температура в ледяном покро-
ве мощностью (Яп) изменяется линейно от /щт на поверхности льда
до 0° на его нижней поверхности, а летняя максимальная температура
воды остается постоянной по глубине вследствие конвективного пере-
мешивания воды. На рисунке видно, что среднегодовая температура
льда (/Ср) на некоторой глубине Н равна
I, •mln । ‘шах
и \ ------------2".
(6,14)
и на глубине она равна 0°.
Выше этой глубины при Н<Н[ среднегодовая температура льда ни-
же 0°, а при она выше 0°.
Отсюда в зависимости от глубины водоема (Я) возможны следу-
ющие три режима температур донных отложений.
1. Глубина водоема Я<ЯЬ В этом случае среднегодовая темпе-
ратура донных отложений /ср ниже нуля, и они находятся в многолет-
немерзлом состоянии и лишь летом оттаивают на некоторую неболь-
шую глубину.
2. Я|<Я<ЯП. В этом случае, как видно на рис. 101, среднегодо-
вая температура у нижней поверхности льда и на поверхности донных
отложений выше 0°, но водоем и донные отложения промерзают замой
215
вследствие наличия в этом слое отрицательных зимних значении тем-
пературы. Отсюда ясно, что в этом случае донные отложения находят-
ся в талом состоянии, промерзают в зимнее время и полностью про-
таивают летом.
3. Наконец, если Н>Нп, водоем не промерзает до дна и темпера-
тура донных отложений всегда остается положительной. В этом слу-
чае под озером, как указывалось выше, должен существовать псевдо-
талик или сквозной талик в зависимости от соотношения размера озе-
ра и мощности многолетнемерзлых толщ.
Соленые озера, в особенности при больших концентрациях рассо-
ла. могут иметь температурный режим донных отложений, не подчиня-
ющийся указанной выше закономерности. В этом случае донные отло-
жения могут промерзать даже при глубине водоема (Н), превышаю-
щей толщину льда в открытых водоемах. Исследования показали, что
на дне сильно минерализованных озер отрицательная температура ра-
пы может сохраняться и зимой и летом. Это объясняется тем, что
максимальная плотность рапы наблюдается при температурах —15° —
—20°. Таким образом, в соленых озерах конвекционные токи летом не
развиваются, а теплообмен происходит только путем теплопроводности.
Летом в придонном слое таких озер наблюдалась температура—5°,
а зимой до —20°. Отсюда становится ясной роль соленых водоемов в
охлаждении донных отложений и возможного образования под ними
многолетнемерзлых пород.
Из сказанного выше следует также, что при изменениях гидрохи-
мического режима озер может изменяться температурный режим дон-
ных отложений. При увеличении солености воды сезонное промерзание
донных отложений может переходить в их сезонное протаивание и,
наоборот, при опреснении водоемов существующая под ними многолет-
немерзлая толща может протаивать.
Сезонное промерзание и протаивание донных отложений и их вза-
имные переходы могут осуществляться и на мелком морском дне у по-
бережья северных морей. Это возможно вследствие того, что морская
вода замерзает при —1,7°С, и зимой, находясь сама в жидком виде,
может заморозить донные отложения, если последние насыщены менее
минерализованной влагой.
Вопрос о формировании многолетнемерзлых толщ пород на побе-
режьях северных морей при взаимодействии соленых морских и прес-
ных континентальных вод рассматривается полнее в гл. VIII.
5. Зависимость глубин сезонного промерзания
и протаивания пород от рельефа и экспозиции склонов
Положение участка в рельефе местности во многом определяет
температурный режим породы и является в этом отношении сильным и
многообразно действующим фактором. Многообразность и комплекс-
ность влияний того или иного положения участка в рельефе местности
на глубину сезонного промерзания и протаивания выражается в сле-
дующих отношениях.
J. Среднегодовые температуры пород, а следовательно, и глубины
сезонного промерзания и протаивания изменяются в зависимости от
высотных отметок местности. С повышением отметки на 213 м сред-
негодовая температура породы понижается на 1°С и соответственно из-
меняются глубины сезонного промерзания и протаивания.
2. Изменение высоты приводит не только к изменению среднегодо-
вых температур пород и годовых амплитуд температур на их поверх-
216
пости, но обычно при этом меняются и литологический состав пород,
а также их влажность. Другими словами, с высотой происходит комп-
лексное изменение всех классификационных характеристик типов се-
зонного промерзания и протаивания, а также и дополнительных факто-
ров, таких, как снежный и растительный покровы. В результате тем-
пературы пород могут изменяться на 10—20 и более градусов по срав-
нению с температурой пород на уровне моря.
Указанные изменения типов сезонного промерзания и протаивания
с высотой называют высотной зональностью в отличие от широтной
зональности, которая рассматривалась в параграфах VI-1, VI-3.
3. Кроме того, положение участка в рельефе влияет на теплооб-
мен и глубины сезонного промерзания и протаивания через расположе-
ние склонов относительно стран света, которое обычно называют экс-
позицией склонов. При этом важна также и крутизна склонов, влияю-
щая на угол падения солнечных лучей и таким образом на количество
поглощаемой радиации.
Для иллюстрации приведем изменение температуры почвы в зави-
симости от экспозиции и крутизны склонов в пади Мульдаи в Вос-
точном Забайкалье, по П. И. Колоскову (табл. 14). Замер произведен
3—6 июля в 13 ч.
Таблица 14
Изменение температуры почвы в пади Мульдаи
в зависимости от экспозиции
(по П. И. Колоскову)
Глубина, см Температура почвы. °C
северный склон (5") северный склон (3°) J южный склон (35»)
До 10 10,5 12,0 22,0
10—20 —
20—30 9,0 10,5 16,5
30—40 — —
40-50 — —
50-60 6,5 7,0
60—70 2.0 — 8 0
70-80 1,0
80—90 90—100 0.5 5,5 3,5 6 0
100—110 130—140 мерзлота 1.0
140-150
150-160 160-170 мерзлота 4,0
170—200
Приведенные в таблой
высокие температуры почвы е Р тораздо более высокие
‘“н ХГюЕ-поеиинн по ср.ннеиню соски.
ТОО склоны в зависимости от ые! северо-восточные. северные,
последовательности: юж 1 , на склонах южной н северной
bkchXToXZXГлавным ^образом различием на ннх летней
амплитуды колебаний температуры на поверхности породы. Действи-
тельно, зимой при очень малом поступлении лучистой энергии север-
ные и южные склоны охлаждаются почти одинаково. Но как показы-
вают данные табл. 14, летнее нагревание на них различно и гораздо
сильнее на южных склонах. Это уменьшение летних и общих амплитуд
на северных склонах вызывает понижение на них среднегодовых тем-
ператур пород.
Разница между средними температурами почвы на склонах север-
ной и южной экспозиций увеличивается при возрастании крутизны
склонов до 15—20° и уменьшается как при дальнейшем увеличении
крутизны, так и при их выполаживании.
В высоких широтах влияние экспозиции склонов на сезонное про-
мерзание и протаивание и на температурный режим почв несколько
Рис. 102. Изменение
среднегодовых темпе-
ратур пород и ампли-
туд среднемесячных
температур на склонах
северной и южной экс-
позиций
уменьшается, так как там в течение летнего дня солнце движется по
кругу над горизонтом, обогревая склоны всех экспозиций.
Изменение среднегодовых температур пород и амплитуд средне-
месячных температур на склонах северной и склонах южной экспози-
ций показано на рнс. 102. Глубины сезонного промерзания пород на
склонах северной и южной экспозиций отличаются от глубин сезонно-
го протаивания на склонах этих же экспозиций.
Посмотрим сначала, как отличаются глубины сезонного промерза-
ния пород (левая часть рис. 102). При этом на склонах южной экспо-
зиции по сравнению с северной выше среднегодовая температура по-
род и больше годовая амплитуда изменений температуры на поверх-
ности.
Пусть при среднегодовой температуре (рис. 102, левая часть)
и амплитуде Аг на склоне северной экспозиции (С) глубина сезонного
промерзания грунта отмечается точкой mi. На склоне южной экспози-
ции (Ю) среднегодовая температура пород в соответствующих усло-
виях равна t2. а глубина сезонного промерзания здесь меньше и отме-
чается положением точки т2. При этом получается отрицательное при-
ращение глубины промерзания (—Д£1). В то же время на склоне юж-
ной экспозиции по сравнению с северной амплитуда температур увели-
чивается от значения Л2 до значения Л3, вследствие чего глубина про-
мерзания также увеличивается на -4-Д&2 от значения в точке т2 до зна-
чения в точке т3.
Таким образом, при сезонном промерзании влияние экспозиции
склонов на глубину промерзания через изменения среднегодовых тем-
ператур и амплитуд температур компенсируют друг друга (Д&—Afci).
Отсюда следует вывод, что экспозиция склонов слабо влияет на глуби-
ну сезонного промерзания пород.
Рассматривая таким же образом влияние экспозиции склонов на
глубину сезонного протаивания, по правой части рис. 102. видно, что
по сравнению со склоном северной экспозиции (С) со среднегодовой
температурой пород /1 и амплитудой А2, на склоне южной экспозиции
218
£ пгЛ™, 1 глУбина сезонного протаивания увеличивается от точки
Дт ° ,КИ 1112 За СЧеТ повыше1|чя среднегодовой температуры и от точ-
и т2 до точки /п3 за счет увеличения амплитуды. В данном случае
влияния через изменения среднегодовой температуры и амплитуды тем-
ператур складываются (Д£14-Д£2). Отсюда вывод, что экспозиция скло-
нов оказывает сильное влияние на глубину сезонного протаивания
Влияние экспозиции на глубины сезонного промерзания и протаи-
вания может осложняться и другими факторами, например неравномер-
ностью распределения снежного покрова. В этом отношении типичен
район Воркуты, где влияние экспозиции склонов на температуру поч-
вы очень мало. Происходит это вследствие перевевания и переотложе-
ния снега зимой с южных склонов на северные господствующими здесь
зимой южными и юго-западными ветрами. В результате этого влияние
экспозиции склонов компенсируется противоположным влиянием снеж-
ного покрова, и температуры горных пород выравниваются на склонах
всех экспозиций.
6. Влияние заболоченности местности на температурный режим
• пород и их сезонное промерзание и протаивание
Обычно на заболоченных участках температура пород на 0,5—Г
ниже, чем на сухих, хорошо дренируемых участках. Подобная зависи-
мость наблюдалась на Дальнем Востоке, в Забайкалье (Качурин, 1950)
и в других районах с малой мощностью снежного покрова.
Для районов Воркуты (Редозубов, 1946), Западной Сибири (По-
пов, 1953), Игарки (Мейстер, 1948) с мощным снежным покровом до
0,8—1,0 м отмечается обратная зависимость — на заболоченных участ-
ках температура пород выше, чем на дренированных.
Для объяснения этих различных влияний заболоченности на сред-
негодовые температуры пород в зависимости от мощностей снежного
покрова можно привести следующие соображения.
Во влажных породах и на болотах летом аккумулируется большее
количество тепла, чем в сухих. В то же время вследствие большо
теплоемкости влажных грунтов температура их поднимается не так
значительно, как температура сухих пород.
Зимой (без снега) большая теплопроводность влажных пород на
болотах позволяет нм охлаждаться почти так же бистро, как менеетеп-
лоемким, но хуже теплопроводящим, сухим породам. В резуль а
средняя температура почв на болоте получается ниже, чем более су-
хих Почв В случае мощного снежного покрова увеличение теплопро-
водности" влажных пород при замерзании уже не играет тако£ аи.
так как основное значение имеет теплоизолирующее действие: свети.
В этом случае решающим фактором оказывается ”““„1
—°
при^арастанн^^одосмов^Тзападной^Снбири образуются^ многолетне-
МеРЗПокаТ Ha^WBepxnocTii'^aMoe'Ma^ecTb'^o^^cHObHO аккумулнру’юотая
теплого"",-.
XTchZ и переходные болот. подстилаются талыми
породами.
По мере накопления торфа отдельные участки болот выходят из-
под воды, возвышаясь над пониженными частями водоема на 50—60 см.
При этом осоки и пушицы на них сменяются кустарничками, расту-
щими на сплошном моховом, преимущественно сфагновом, ковре.
Зимой эти торфяные возвышения промерзают быстрее, чем пони-
женные более сырые участки, с них сильнее сдувается снег, понижает-
ся их температура и увеличивается льдистость и объем вследствие
миграции влаги и пучения. Постепенно под такими участками начина-
ют возникать перелетки. Мощность перелетков увеличивается, и они
постепенно переходят в многолетнемерзлые толщи. По мере увеличения
высоты торфяника изменяется его влажность и его льдистость, что
приводит к изменению среднегодовых температур пород и к соответ-
ствующим изменениям глубин их сезонного промерзания и протаи-
вания.
7. Влияние инфильтрации теплых летних осадков
и конвекции воздуха на глубину сезонного промерзания
и протаивания пород
Помимо нагревания и охлаждения пород путем теплопроводности
последние могут изменять свою температуру и вследствие конвективно-
го теплообмена.
Конвективный теплообмен в породах может совершаться главным
образом тремя способами: 1) путем миграции влаги к фронту льдовы-
деления при промерзании пород (см. гл. V), 2) инфильтрации в поро-
ды теплых или холодных вод. приносящих тепло или охлаждающих
породы и 3) путем поступления в породы теплого или холодного воз-
духа.
Конвективный теплообмен посредством миграции влаги рассматри-
вался в гл. IV, а здесь мы вкратце рассмотрим влияние Инфильтрации
осадков в породы и конвективных токов воздуха на их температурный
режим и сезонное промерзание и протаивание.
Интенсивность переноса тепла в породу путем инфильтрации по-
верхностных вод (осадков) изменяется, во-первых, в зависимости от
температуры и от фильтрационных способностей почв и подстилающих
.пород. Формирующийся посредством инфильтрации осадков темпера-
турный режим зависит еще от теплофизических характеристик инфиль-
трующих пород. Например, в районе Алданского плоскогорья водо-
разделы сложены сильно выветрелыми коренными породами, прикры-
тыми крупнообломочными элювием и делювием. В летний период там
выпадает более половины годового количества осадков, которые, ин-
фильтруясь, прогревают слой элювия и делювия, а также трещинова-
тую зону коренных пород.
Такие процессы повышают среднегодовую температуру верхнего
слоя пород и соответственно влияют на их глубины сезонного промер-
зания и протаивания.
Определить баланс тепла для слоя сезонного протаивания за счет
привноса тепла в грунт инфильтрующимися летними осадками можно
следующим образом. Очевидно, что дополнительный приход тепла
(Слои) в сезонноталый слой определяется формулой:
= (6,15)
где И — количество летних теплых осадков, инфильтрующихся в грунт
в кг/м2; tOc — их температура в °C; С — теплоемкость воды, прини-
маемая за 1 кДж/м8-°С.
220
ток изД гр5н?аСвНатмоХМп7Д°^ЖеН -уста,,овиться какой-то тепловой по-
току. Это будет обеспечиватЬ™ВНЫИ этому Дополнительному теплопри-
кого промерзания (протаивания!ературнои сдвижкой в слое сезон-
будет выше чем у поЕнос™ЭТ0Г° СЛОЯ темпера^Ра
ВОЙ поток из слоя сеаоЕп 3 СЧ,ет этого У^овится тепло-
величина * атмосферу.
(6.16)
лу>,'почпппя1пш15^ K (6’16) ” решив относительно А/, получим форму-
трующихся вод10 количественно оценить отепляющее влияние инфиль-
At=-K£oe5
,.ор, tS.IT)
глУбИПа сезонного промерзания или протаивания грунта в мет-
рах; Т — время, год в часах,
X =- >т(А»Ч- Щ Ч- ^(А,—ад
(6,18)
2Д»
где, в свою очередь, Хт и Хм — коэффициенты теплопроводности та-
лого и мерзлого грунтов, кДж/м-ч-°C; До — годовая амплитуда тем-
ператур на поверхности грунта, t0 — средняя годовая температура на
поверхности грунта.
Из формулы (6,17) следует, что повышение температуры грунта
за счет инфильтрующихся теплых осадков прямо пропорционально ко-
личеству инфильтрующихся осадков, их температуре, мощности слоя
сезонного промерзания и протаивания и обратно пропорционально при-
веденному коэффициенту теплопроводности.
Формула (6,17) дает возможность оценить величину отепляющего
влияния инфильтрующихся летних теплых осадков. Так. например, для
района Алдана, где V=300 мм за лето, /Ос=15°, ;=3 м, Хпр=0,9, тем-
пературная сдвижка (ДО равна около 1,6°. При этом расчете принято,
что все летние осадки выпадают на горизонтальную поверхность, где
поверхностный сток отсутствует, все эти осадки инфильтруются в грунт
и отдают весь запас тепла (за счет температуры выше 0°)- Из этого
прикидочного расчета следует, что при таких особенно благоприятных
условиях, которые существуют в районе Алдана, принятая при расче-
те величина Д^ сравнительно невелика. В то же время в районе Алдана
многие авторы оценивают отепляющее влияние инфильтрующихся лет-
них осадков цифрами порядка 4—6 и даже больше градусов. Из фор-
мулы (6,17) следует, что эта оценка резко завышена. В действитель-
ности это должно объясняться другими причинами, и в частности, ви-
димо, за счет конденсации пара, содержащегося в воздухе, циркулиру-
ющем в порах породы.
Следует учесть, что в вышеприведенном примере 300 мм -техник
осадков приводят к повышению температуры грунта от 1.о до . 0 . в
то впемя как такое же влияние может оказать конденсация IW дм- аа
1 м2 поверхности грунта или 10 мм осадков. Но это будет иметь место
при том условии, если все тепло конденсации пара пойдет на хополкв-
тельное нагревание породы. Безусловно, этого не будет. Часть тепла
будет теряться в атмосферу. Но если даже 90% этого тепла
пяться и только 10% пойдет на нагрев пород, то н в этом
денсацня ВОДЫ в количестве 100 мм будет эквивалентна 300 мм ад-
221
фильтрующихся осадков, при условии если все теплосодержание этих
осадков (относительно 0°С) пойдет на нагрев пород.
В действительности же и в последнем случае только часть тепла
будет усваиваться породами, а часть будет теряться в атмосферу. Это
следует хотя бы из того, что не все выпадающие осадки будут ин-
фильтроваться в грунт. Часть из них будет идти на поверхностный
сток.
В свете этих положений видно относительно большое значение
конденсации паров в формировании температурного режима грунтов.
Влияние же инфильтрующихся летних теплых осадков, как показыва-
ют расчеты по предлагаемой формуле, видимо, не выходит за пределы
1.5—2,0° и редко больше.
Значительную роль в формировании среднегодовых температур сло-
ев сезонного промерзания и протаивания пористых пород могут играть
и конвективные токи воздуха. В пористых почвах и грунтах, по-види-
мому. постоянно происходит обмен газами с атмосферой, вызываемый
колебаниями давлений и температур воздуха у поверхности почвы.
Если скважность пород велика, то такой газообмен может дости-
гать большой интенсивности. Процесс при этом идет следующим обра-
зом: холодный (тяжелый) атмосферный воздух вытесняет более теплый
и легкий воздух из полостей пород и охлаждает последние. Сам он при
этом несколько нагревается и вновь вытесняется более холодным воз-
духом. Такого рода зимняя вентиляция очень заметна в системах шахт
и штолен и действует в скважистых породах, интенсивно охлаждая
последние на значительную глубину.
Кроме того, нередко отдельные объемы воздуха защемляются в
трещинах и порах пород и уплотняются давлением подземных вод. При
выходе на поверхность температура этих масс воздуха резко понижает-
ся вследствие их адиабатического расширения. В районе Алдана, на-
пример, летом при температуре воздуха на поверхности около 20° на-
блюдались токи холодного воздуха из щелей и трещин в породах с
температурой около —11, —14°.
Таким образом, в пористых трещиноватых породах могут проис-
ходить. комбинируясь или раздельно, летние инфильтрационные нагре-
вания и зимние конвекционные охлаждения. Эти влияния могут значи-
тельно изменять средние температуры пород и глубины их сезонного
промерзания и протаивания.
8. Влияние производственной деятельности человека на динамику
глубин сезонного промерзания и протаивания пород
Рассматривая процессы сезонного промерзания и протаивания по-
род, необходимо иметь в виду и все возрастающее влияние на них
производственной деятельности человека.
Известны, например, постоянно отмечаемые различия погоды в го-
родах и в малообжитой местности; локальные изменения климата, соз-
даваемые обширными водными поверхностями новых водохранилищ;
влияние вспашки обширных площадей на альбедо и температуры почв,
влияние человеческой деятельности на характер и динамику раститель-
ного и снежного покровов, а через них и на глубины сезонного промер-
зания и протаивания пород.
В городах и больших поселках снег утаптывается, уплотняется или,
наоборот, счищается на больших площадях. К значительному перерас-
пределению снежного покрова приводит и застройка территории, в ре-
222
зультате которой на одних участках образуются сугробы, на других
же снег почти полностью сдувается. Уплотнение и уборка снега могут
привести к изменению температуры мерзлых толщ на несколько граду-
сов. При загрязнении снега поглощение солнечной радиации увеличи-
вается и он гораздо быстрее сходит весной, открывая доступ в почву
солнечному теплу. Подобное явление отмечается в районе Воркчты,
где снег покрывается налетом угольной пыли.
Накопление на снежном покрове достаточно мощного слоя быто-
вых отбросов приводит иногда к консервации снежного покрова и к об-
разованию своего рода снежных перелетков. На таких участках про-
исходит понижение среднегодовой температуры пород и соответствен-
ные изменения глубин их сезонного промерзания и протаивания.
В процессе хозяйственного освоения территории обычно резко из-
меняется характер растительного покрова. Уничтожение и насаждение
леса, распашка и удаление растительного слоя, посевы различных куль-
тур и сенокосы — все это отражается на формировании температурно-
го режима почв и глубин сезонного промерзания и протаивания.
В городских поселках и городах аналогичную роль играет образо-
вание так называемого «культурного слоя» отвалов предприятий,
сброс горячих и засоленных вод, проведение различных канализаций.
Так, например, в Игарке накопление отвалов опилок и процессы их
гниения не только повысили температуру опилок до 85°, но и вызвали
повышение температуры подстилающих пород до 20° (табл. 15). Через
Таблица 15
Температура опилок1 в отвале н в подстилающих
их горных породах на территории Игарского
лесопромышленного комбината в декабре 1939 г.
(по Л. А. Мейстеру)
Глубина, м Температура, еС Глубина, м
Поверхность 0,5 —0,4 58,0 6,0 6,5 72,0 70,0
1 0 76,0 7.0 68,0
1',5 2,0 81,5 8,0 46.0
85,0 9.0 29,0
2,5 87,5 10,0 24,0
3,0 85,0 11.0 20,0
3.5 4 0 82,0 12,0 17,0
81,5 13,0 1 'Л-S
4,5 5,0 79,0 78,0 14,0 15.0 14,0 12.0
6,5 78,0
До глуби™ 9.S а- омах», с 9.0 » - датор*»™» грует.
X-н»» » »
Искусственные водоемы, водохранилища влияют на режим донных
отложений, как указывалось выше.
При мощном снежном покрове обводнение пород приводит к
утеплению верхних почвенных горизонтов, а осушение — к пониже-
нию температуры грунтов. При малом снежном покрове, наоборот,
при обводнении увеличивается сдвижка и понижаются среднегодовые
температуры вследствие увеличения разницы между теплопроводно-
стью грунтов в мерзлом и талом состояниях, а осушение грунтов при-
водит соответственно к увеличению их среднегодовых температур.
Каптаж подземных вод с целью водоснабжения, меняя гидрогео-
логические условия, может при некоторых условиях резко изменить
сезонное промерзание и протаивание пород (Вельмина, 1952). Наи-
большие изменения температурного режима пород дает каптаж тер-
мальных источников.
Деятельность человека очень сильно влияет на сезонное протаива-
ние и промерзание в районах распространения подземных льдов (Со-
ловьев, 1947).
Вспашка целины, вырубка леса, его выгорание и прочие наруше-
ния естественных условий на участках распространения подземных
льдов часто приводят к их вытаиванию и образованию термокарсто-
вых озер и аласов.
В недавнем прошлом население нередко пользовалось палами для
протаивания льдов, увлажняя таким образом почвы и повышая уро-
жай. В настоящее время установлено, что уничтожение льдов приво-
дит к иссушению почвы и вредно отражается на сельском хозяйстве
в целом.
Значительные изменения температурного режима верхнего гори-
зонта пород и их сезонного протаивания и промерзания вызываются
сооружениями с большим выделением тепла, например горячими про-
мышленными цехами, электростанциями и пр. В этих случаях много-
летнемерзлая толща протаивает даже в суровых климатических ус-
ловиях. Примерами могут служить старый кирпичный завод в Вор-
куте, стекольный завод в Якутии (Мельников, 1951), хлебопекарня в
пос. Анадырь (Качурин, 1938) и т. д. Изменения температуры под-
стилающих пород достигают в этом случае десяти и более градусов.
Влияние хозяйственной деятельности человека на температурный
режим пород и на их сезонное промерзание и протаивание все время
возрастает, при этом возникают потребности, во-первых, прогноза из-
менений глубин промерзания и протаивания, и, во-вторых, управления
этими процессами. В связи с этим целесообразно несколько подроб-
нее рассмотреть потенциальное сезонное промерзание и протаивание
пород.
VI-6. ПОТЕНЦИАЛЬНОЕ СЕЗОННОЕ ПРОМЕРЗАНИЕ
И ПРОТАИВАНИЕ ГОРНЫХ ПОРОД
При положительных средних годовых температурах пород тепло-
обороты в них во время полупериода охлаждения максимально ис-
пользуются на промерзание верхнего слоя пород при данных условиях.
Теплообороты же при положительных температурах используются на
протаивание сезонномерзлого слоя только частично, а остальная их
часть идет на нагревание пород выше нуля градусов. Это очевидно,
так как теплообороты при положительных и отрицательных темпера-
турах не равны и первые из них значительно превышают вторые
(рис. 91).
224
Таким образом, при сезонном промерзании промерзает столько
сколько может промерзнуть при данных теплооборотах; протаивает же
только то, что промерзло вне зависимости от теплооборотов при тем-
пературах выше пуля градусов. Если бы был более мощный мерзлый
слои, то протаивало бы значительно больше. Такое протаивание верх-
него горизонта мерзлого массива, которое наблюдалось бы при полном
использовании теплооборотов при положительных температурах, назы-
вается потенциальным сезонным протаиванием.
Аналогичное положение имеется при сезонном протаивании. Про-
таивает верхний горизонт мерзлого массива, который может протаять
при полном использовании теплооборотов при положительных темпе-
ратурах. Промерзает же только протаявший летом слой, и теплообо-
роты при отрицательных температурах не используются полностью на
промерзание талых пород. Следовательно, в этом случае можно гово-
рить о потенциальном сезонном промерзании пород.
Такое на первый взгляд абстрактное понятие далеко не так абст-
рактно и имеет существенное значение при решении вопросов теоре-
тического и практического значений. Соотношение глубин сезонного
промерзания и протаивания и потенциального сезонного протаивания и
промерзания представлено в табл. 16. Расчет глубин произведен
для грунтов, характеризующихся следующими данными: л=
= 4,48 кДж/(м-ч-°С); <ЭФ=98884 кДж/м3; С=2095 кДж/(м3-°С).
Из табл. 16 видно, что, например, при нуле градусов глубина се-
зонного промерзания равна глубине сезонного протаивания. При сред-
ней годовой температуре пород /Ср=±5°, при амплитуде температур
на поверхности пород 24° глубина сезонного промерзания в 0,67 раза
меньше глубины потенциального сезонного протаивания, и при tCp=
= ±10° это соотношение уменьшается до 0,44. Отсюда следует, что
если на Крайнем Севере, где среднегодовая температура пород около
—10° и сезонное протаивание пород не превышает 1,0 м, летом из та-
лого грунта производится отсыпка насыпи высотой 10 м, то в первую
же зиму она промерзнет до глубины 2,5 м.
Аналогичное положение будет иметь место и в области сезонного
промерзания. Так, например, если в районе Волгограда, где средняя
годовая температура пород около 8°, произвести отсыпку насыпи зи-
мой из мерзлого грунта, то можно считать, что эта насыпь оттает в
первое лето примерно на 3 м. Таким образом, определение глубины
потенциального сезонного промерзания и протаивания имеет вполне
определенный смысл при решении задач чисто практического значения.
Кроме того, понятие потенциального сезонного промерзания и
протаивания имеет существенное значение, как будет показано ниже
при рассмотрении теоретических вопросов общего характера^ Прежде
всего соотношение глубины промерзания (протаивания) и потенниаль
ного протаивания (промерзания) позволяет правильно подойти к по-
нятию перелетков и дать ему количественную
Существенное значение этот вопрос имеет при рассмотрения теп
Л00бДляТСрасчет₽а "гаубин потенциального сезонного "Рс“ерза""*
таивания) могут быть использованы существующие формулы хая ее-
зон‘1длояпрас^етааглубиппРыотпоитеан^иал1шшю сазадното^р^^задг^про-
таивания) в формулу (4.63) нодотахтяются 1) вм«
„ератур на поверхности грунта Д сумма это» «"-’кгуды со
годовой температурой 4о+|‘о|. т-' в ,4Стся нуль.
ляется фактическое ее значение; 2) вместо Ц подставляется и.
15 Зак. 98
Соотношение глубин сезонного промерзания (протаивания) и потенциального сезонного протаивания
(промерзания) пород1 (в относительных цифрах)
Средняя годо- пая темпера- тур# пород, •С Амплитуда па поверхности пород, °C
7.5 3IH 13,6 ” 1 ” 1 “ 1 30
0 1,27 1,62 _ 1,62 1,77 _ 1,77 ” 1 2,08 2,08 = 1 2,32 _ 2,32 — 1 2,5 2,5 = 1 2,78 2,78 = 1
±0,5 Л" =0.9 1,32 =0,92 1,67 1,74 _ 1,85 ” 0,94 2,0 2,11 = 0,95 2,26 2,35 0,96 2,42 2,52 = 0,96 2,72 2.8 = 0,97
±1,0 1,10 = 0,8 1,38 1,46 ТлТ”0,85 1,68 1,92 “ 0,87 1,93 2,14 = 0,9 2,18 _ 2,38 “ 0,92 2,36 2,55 = 0,93 2,65 2,82 = 0,94
±2,0 0,93 — =0,52 1,78 -Ы- = о,73 1,79 1,52 _ 1,98 ~ 0,77 1,78 2,21 = 0,8 2,05 2,44 | 0,84 2,22 2,6 = 0,85 2,52 2,87 = 0,88
±5,0 °.42 — = 0,24 2,08 1,04 ——— = 0,48 2,18 1,20 2,27 “ 0,53 1,38 2,37 = 0,58 1,66 _ 2,59 0,64 1,84 2,74 = 0,67 2,16 3,0 = 0,72
±10,0 - 0.14 0,06 2,32 0,44 2,46 0,18 0,78 2,64 = 0,3 1,09 2,82 0,39 1,29 2,95 = 0,44 1,63 3,18 = 0,51
±15,0 - - 0,21 2,87 = 0,07 0,57 3,03 0,19 0,79 3,15 = 0,25 1,16 3,35 = 0,35
1 Для протаивания ЗОННОГО про власти сезонного для области сезо мерзания- ромерзания пород иного протаивания числителе — глубин ород в числителе — сезонного промерз глубина сезонного п ания, в знаменателе ютаивания, в зцам — глубина енателе — потенш лубнна ального сезонного отенциального се-
Формула в этом случае примет следующий вид:
где
(2ЛсрСЕ,с-| РФИОФ^Д^1-
2ЛсрС
2А:рС + <2ф
(2ЛсрС + 0ф)
(6,19)
1 =
&2с
2ЛсрС + (2ф
<2ф
+ Ко! + 2С
In---------------------
Зф
Для объяснения правомерности такой подстановки воспользуемся
следующей схемой (рис. 103). Из этой схемы видно, что при некоторой
положительной средней годовой температуре грунта на промерзание
идет только та часть теплооборотов, которая совершается при отрица-
тельных температурах (и соответствует заштрихованной косой штри-
ховкой части рис. 103). Остальная часть теплооборотов (горизонталь-
Рис. 103. К определению потен-
циального сезонного протаивания:
1 — теплообороты, идущие при
«0° в слое сезонного промерза-
ния; 2 — теплообороты при f>0°,
определяющие глубину потенци-
ального сезонного протаивания,
если бы fcp было равно 0°
ная штриховка) должна определять глубину потенциального сезонного
протаивания пород.
Эти теплообороты могут быть использованы на протаивание по-
род только в том случае, когда весь массив пород будет мерзлым.
В области сезонного протаивания это может быть только при нулевой
средней годовой температуре пород. Но в этом случае амплитуда на
поверхности пород будет равна отрезку на осн температур от tmax До
° ’ ТПо "указанной формуле может производиться расчет глубины как
потеХаТного сезон»юго протаивания, так и потенциального сезонного
"^Перелеткн° Эаизодические увеличения глубин сезонного промерз.-
„ня не сопивождаемые соответствующими увеличениями летнего
не протаивающими в течение следующего за зимой лета.
227
15*
Таблица 17
Данные расчета мощности перелетков мерзлых пород, формирующихся при динамике среднегодовой температуры воздуха
(по Л. С. Гарагуле, 1967)
Характеристика пород Весовая влажность пород W. % Объемный вес скеле- та породы Теплота фазовых переходов поды в по- роде <?ф, кДж/м» Коэффициент тепло- проводности пород, КДж/(М-Ч-°С) Средне- годовая темпера- тура на подошве слоя се- зонного промерзла- Температурный ре- жим на поверхности почвы а период образования пере- Глубина потенци- ального промерза- ния пород ^пот* м Глубина сезонного пород «ОГМ Мощность псрелстка.
мерзлых талых 'п-•С Vе
Сугнлиок легкий с галькой .... 35 1300 108940 5,45 3,77 0,2 -0,5 13,1 1,9 1,6 0,3
То же 35 1300 108940 5,45 3,77 0,2 —1,1 14,2 2,1 1,6 0,5
Песок мелкий, пылеватый, с галь- кой (20-30%) 25 1350 90 504 7,12 5,03 0,5 —1,1 14,2 2,6 2,0 0,6
Галечник с супесчаным заполните- лем (40—50%) 15 1500 75 420 7,12 6,28 0,5 —1,1 14,2 3,0 2,6 0,4
Очевидно, что для образования перелетков необходимо превыше-
ние зимнего тсплооборота в грунтах при отрицательных температурах
над летним теплооборотом при положительных температурах и вре-
менное понижение среднегодовой температуры грунта ниже 0°. Дру-
гими словами, перелетки на какой-то срок должны удовлетворять ус-
ловию существования многолетнемерзлой толщи (IV-16).
Как только наступит потепление и обычное для слоев сезонного
промерзания превышение теплооборотов при положительных темпера-
турах над теплооборотами при отрицательных температурах, переле-
ток исчезает.
Отличие перелетка от кратковременно существующей многолетне-
мерзлой толщи заключается в том, что последняя возникает периоди-
чески вследствие закономерных изменений теплообмена, а перелетов
появляется эпизодически по причине отдельных, частных похолоданий,
вызываемых локальными или региональными изменениями теплооб-
мена.
Максимально возможная мощность перелетков может быть рас-
считана следующим образом.
Для t^ = —2° по формуле (6,16) определяется глубина потенциаль-
ного сезонного промерзания и по формуле (4,63) — глубина сезонного
протаивания. Разность этих глубин и представляет собой мощность
перелетка (табл. 17).
Эти мощности можно также приближенно определить по данным
табл. 16, беря разности между соответствующими числителями и зна-
менателями для температур в пределах ±2°. Для более точного опре-
деления мощности перелетков следует, как указано выше, пользовать-
ся формулами (6,16) и (4,63).
VI-7. ШИРОТНАЯ И ВЫСОТНАЯ ЗОНАЛЬНОСТИ
СЕЗОННОГО ПРОМЕРЗАНИЯ И ПРОТАИВАНИЯ ПОРОД
Широтная и высотная зональности сезонного промерзания и про-
таивания рассматривались выше, в параграфах VI-3 и V1-5, п. 2 в э.
При этом закономерности широтной и высотной зональностей разби-
рались отдельно друг от друга. .
В естественных условиях, в особенности в гористых районах вое-
точной Сибири и Средней Азии, широтная зональность талон сезон-
ного промерзания и протаивания и соответствующих им глубин может
заметно изменяться и искажаться
вследствие наложения на нее высот-
ной зональности.
Влияние подобного рода мож-
но рассмотреть на рис. 104. На этом
рисунке кривая 1 изображает из-
менение глубин сезонного промерза-
Рис. 104. Схема изменения глубин сезон-
ного промерзания и протаивания пород
(Е) при наложении их высотной зональ-
вост» и. широт»)-»: измене»»» 6 «а
равнине; 2 — изменения высоты местно
сти (h)- 3 —изменения среднегодовых
температур (/ср) с юга на север на рав-
н„н". Р4 -изменение /ср при возвышен-
ном рельефе; 5 —изменения g при нало-
жении высотной зональности нй широт-
ную
ния и сезонного протаивания с юга на север на равнине соответствен-
но изменению в этом направлении структуры радиационного теплового
баланса поверхности земли, а следовательно, и изменению значений
среднегодовых температур пород, показываемому кривой 3.
Если бы в этом направлении профиль пересекал возвышенности,
рельеф которых показан кривой 2, то ход среднегодовых температур
должен был бы измениться и принять вид кривой 4, вместо кривой 3.
Влияние рельефа в данном случае должно сместить точку перехода
среднегодовой температуры пород через нуль (т) на кривой 3 в поло-
жение точки (mi) на кривой 4. Вследствие смещения среднегодовой
температуры пород, равной 0°, и изменения средних температур пород
с юга на север по кривой 4 изменения глубин сезонного промерзания
и протаивания при наличии рельефа (2) изобразятся кривой 5.
Так как сезонное промерзание и сезонное протаивание пород зави-
сят от всего комплекса природных условий, то очевидно, что на высот-
ную и широтную зональности накладывается влияние других факторов
(литологические особенности пород, их влажность и льдистость, снеж-
ный и растительный покровы и др.). Влияние этих факторов часто бы-
вает настолько значительным, что оно существенно искажает проявле-
ние широтной и высотной зональностей в глубинах сезонного промерза-
ния и протаивания пород. В некоторых случаях может создаваться
впечатление полного отсутствия проявления в глубинах сезонного про-
мерзания и протаивания пород широтной и высотной зональностей.
В горных местностях, где с увеличением высоты изменяется весь
комплекс геологических и географических условий (литологические
особенности, влажность, растительный и снежный покровы), широтная
зональность сезонного промерзания (протаивания) усложняется вы-
сотной зональностью особенно сильно. По существу в горных странах
с расчлененным рельефом наблюдается мозаика районов с указанны-
ми выше зональными переходами глубин сезонного промерзания и
протаивания в различных направлениях. При этом (например, в За-
байкалье) зоны сезонного промерзания и протаивания иногда меняют-
ся местами по высоте вследствие инверсии зимней температуры возду-
ха и других причин.
Глава VII
КРИОГЕННЫЕ (МЕРЗЛОТНЫЕ) ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ПРОЦЕССЫ
И ЯВЛЕНИЯ
VII-1. ПРЕДВАРИТЕЛЬНЫЕ ЗАМЕЧАНИЯ
Криогенными (мерзлотными) процессами называются экзогенные
геологические процессы, которые связаны с сезонным и многолетним
промерзанием и протаиванием горных пород, главным образом рыхлых,
содержащих различные категории влаги, а также с охлаждением мерз-
лых пород и замерзанием подземных вод. Криогенные геологические
процессы приводят к формированию различных криогенных явлений
(образований), которые находят свое выражение в геологическом
строении рыхлых четвертичных отложении и проявляются в рельефе
и микрорельефе области многолетнемерзлых пород и глубокого сезон-
ного промерзания.
Следует подчеркнуть, что почти все экзогенные геологические про-
цессы и явления (оползни, обвалы, карст и др.) в области распростра-
нения мерзлых пород приобретают определенную специфику под вли-
янием криогенных процессов. Сами криогенные геологические образо-
вания формируются обычно за счет действия ряда криогенных процес-
сов, из которых один бывает главным. Направление и интенсивность
геологических криогенных процессов существенно связаны с теплообме-
ном в верхних горизонтах горных пород, с направлением и динамикой
развития сезонно- и многолетнемерзлых толщ. Кроме того, важное
значение имеет геолого-структурная и геоморфологическая обстанов-
ка, а также характер литологического субстрата, на котором развива-
ются криогенные процессы. Все это осложняет общую генетическую
систематизацию криогенных геологических процессов и явлений, кото-
рая до настоящего времени разработана еще недостаточно. Однако
вполне определен круг процессов и явлений, которые относятся боль-
шинством исследователей к криогенным. Причины и условия их фор-
мирования, а также геологическое и инженерно-геологическое значе-
ние описаны в последующих разделах.
VII-2. ВЫПУЧИВАНИЕ (ВЫМОРАЖИВАНИЕ) ТВЕРДЫХ ТЕЛ
ИЗ РЫХЛЫХ ОТЛОЖЕНИЙ
Рыхлые влажные отложения при промерзании осенью в зимой в
пределах сезонноталого (СТС) н сезонномерзлого слоев (СМС) уве-
личивают свой объем, т. е. пучатся. При в№в1,'--«™'^?с7о1С
объем их уменьшается, что обусловливает осадку пород в СТС н С. ТС.
В этом случае, если в отложениях, слагающих СТС н СМС. нмияея
крупные твердые тела (столбы, валуны, глыбы, щебень и др). «да
Se процессы пучения н осадки сопровождаются их выптчввзнием
{вымораживанием).
231
Годовой цикл выпучивания столба, заглубленного в грунты СТС
показан на рис. 105. В процессе сезонного промерзания происходит
смерзание породы со столбом (рис. 105, I, II). При этом силы смерза-
ния тем значительнее, чем ниже температура и больше мощность
смерзшейся со столбом части СТС. Развитие вертикальных сил пуче-
ния, превышающих вес столба и силы бокового трения, приводит к
«выдергиванию» столба из непромерзшей части СТС, образованию под
Рис. 105. Схема выпучивания (вымораживания) столба из сезонноталого
слоя, сложенного влажными дисперсными отложениями: 1 — промерзшая
часть СТС; 2 — талая часть СТС; 3—многолетнемерзлая порода; 4 —
вода или разжиженный грунт в полости; 5 — лед или сильнольдистый
грунт в полости; 6— талый грунт, заполняющий полость; 7—граница
многолетнемерзлых пород; 8—граница промерзших пород СТС. I—V —
стадии выпучивания столба в годовом цикле (пояснения в тексте); VI —
обрушение столба, выпученного из пород СТС в течение ряда лет
ним полости, заполняющейся водой или разжиженным грунтом
(рис. 105, II). При полном промерзании СТС в полости образуется лед
или сильнольдистый грунт (рис. 105, III). В процессе сезонного оттаи-
вания пород до того момента, когда фронт протаивания не подойдет к
подошве столба, последний сохраняет наиболее высокое положение,
достигнутое при его выпучивании зимой (рис. 105, IV). После оттаи-
вания льда, заполняющего полость под столбом, происходит его час-
тичная осадка. Однако в годовом цикле столб оказывается выпучен-
ным на некоторую высоту — ДЛ (рис. 105, V). При ежегодном пов-
торении такого процесса столб в конечном итоге оказывается настоль-
ко выпученным вверх, что теряет устойчивость, наклоняется и падает
(рис. 105, VI). В том случае, когда столб заглублен в мерзлую тол-
щу, его выпучиванию дополнительно противодействуют силы смерзания
с многолетнемерзлой породой. Если эти силы и вес столба превышают
силы пучения, то столб сохраняет устойчивость, не выпучивается. В про-
тивном случае происходит его «выдергивание» из мерзлой толщи. Вы-
пучивание столбов ведет к нарушению линий связи, а свай в основа-
нии фундаментов различных сооружений к их деформациям. Мерами
борьбы с этим процессом является увеличение сил смерзания за счет
большего заглубления столбов в мерзлую толщу, их заанкеривание,
уменьшение сил смерзания их с грунтами в СТС и др.
Сходным образом происходит выпучивание (вымораживание) кам-
ней в СТС и СМС. Дополнительным эффектом при этом является об-
232
x™;xs^ s ,-x: -•«-
»нул^я* =‘,= йте:
Рис. 106. Схема выпучивания глыб и шебпя в элювиальных образованиях:
/ — глыбы и щебень; 2 — разборная скала с трещинами, заполненными льдом;
3 — супесчано-суглинистый материал; 4 — ледяные включения в многолетне-
мерзлых породах; 5 — направление движения обломочного материала при
выпучивании; 6 — граница многолетнемерзлых пород. I — начальное распре-
деление обломочного материала в элювии; 11 — выпучивание камней и кон-
центрация их на поверхности; III—дробление обломочного материала в при-
поверхностном слое за счет выветривания; IV — выпучивание каменного ма-
териала при наличии морозобойных трещин и образование сортированных по-
лигонов; V — выпучивание и дробление каменного материала при наличии
неглубоких диагенетических и морозобойных трещин и образование структур-
ных форм
быстрее. Под камнями создаются участки с повышенным отводом теп-
ла и интенсивным сегрегационным льдовыделением.
Многолетний процесс выпучивания каменного материала, заклю-
ченного в элювиальных и элювиально-делювиальных отложениях с
дисперсным заполнителем, приводит к его концентрации на поверхно-
сти, образованию «каменных россыпей», «каменных морей» (рис. 106,
II). На пологих склонах выпучивание способствует образованию «ка-
менных потоков», курумов и т. д. В таких образованиях ниже глыбо-
во-щебнистых накоплений лежат супеси и суглинки, часто имеющие
высокую льдистость.
Крупнообломочный материал, выведенный на поверхность, подвер-
гается интенсивному морозному выветриванию (рис. 106, III). В ко-
нечных стадиях на плоских поверхностях он превращается в дресву
233
и щебень с супесчаным заполнителем. Совместное действие процессов
выпучивания камней, морозобойиого и диагенетического растрескива-
ния приводят к образованию так называемых структурных форм: сор-
тированных» полигонов, «каменных венков», пятен-медальонов с ва-
ликами из щебня и др. (рис. 106, IV, V).
Vll-З. БУГРЫ ПУЧЕНИЯ
Многолетнее промерзание дисперсных отложений в определенных
условиях может сопровождаться образованием многолетних бугров пу-
чения. Формирование бугров пучения связано с процессами повышен-
ного льдообразования в локальных участках на небольших глубинах
от поверхности. Интенсивное локальное льдонакопленис может проис-
ходить, во-первых, благодаря обра-
зованию и накоплению сегрегаци-
онного льда вследствие миграции
влаги под влиянием градиентов тем-
пературы и влажности, что харак-
терно для открытых систем, и, во-
вторых, путем передвижения воды
под действием гидростатического
I
давления, развивающегося в закры-
тых системах при их промерзании.
В этом случае образуются скопле-
ния преимущественно инъекционно-
го льда. Бугры пучения, образую-
щиеся в условиях открытой системы
и называемые миграционными буг-
рами, связаны обычно с участками
новообразования мерзлых толщ
вблизи южной границы области мно-
голетнемерзлых пород и с промерза-
нием сквозных таликов (подозер-
ных, пойменных и др.) в ее преде-
лах. Очень часто миграционные буг-
ры пучения образуются на участках
развития торфяников. Известно, что
торф и мох содержат большое коли-
чество влаги, поэтому теплопровод-
ность мерзлого торфа выше талого,
н он сильнее охлаждается зимой,
Рис. 107. Схема образования многолет-
вего миграционного бугра пучения под
торфяником: I — начальная стадия; II —
зрелая стадия, / — торф; 2— пылеватый
суглинок; 3 — шлиры сегрегационного
льда; 4 — граница многолетнемерзлой
породы; 5—направление миграционной
влаги
чем нагревается летом. В результате этого при температурах на по-
верхности пород, близких к 0°, и значительных амплитудах колебаний
температур в торфе возникает температурная сдвижка, часто дости-
гающая 2° и более. Большое количество солнечной радиации идет на
испарение влаги с поверхности мха и торфа, что также приводит к
понижению температуры последнего по сравнению с минеральными
отложениями. Вследствие этого при похолоданиях климата в многолет-
немерзлое состояние в первую очередь переходят торфяники
(рис. 107, I). Если торфяник лежит на породах супесчано-суглинистого
состава, то в последних в направлении нижней поверхности маломощ-
ной многолетнемерзлой толщи возникает поток влаги, а вблизи ниж-
ней поверхности мерзлых пород начинается интенсивное сегрегацион-
ное льдовыделение, сопровождающееся образованием миграционного
бугра пучения. С приподнятой поверхности бугра зимой легче сду-
234
вается снег. Вследствие этого температура понижается а маш-
многолстиемсрзлых высокпльпигти» ся’ а мо,нность
увеличение высоты бугра (рис 107 1П ?РПпп₽°зраСТает' обУсловливая
багров, имеют пылеватый супесчаный или суглинистый состав. Их объ-
емная льдистость достигает 40—60% и превышает полную влагоем-
кость породы в талом состоянии. Источником поступления влаги при
образовании сегрегационных льдов в ядрах рассматриваемых бугров
являются запасы воды в самих породах, в водоносных песчаных и га-
лечных слоях, залегающих на некоторой глубине, а также воды, посту-
пающие с талых заболоченных участков, окружающих мерзлые бугры.
В том случае, когда миграционные бугры пучения окружены талыми
породами, мощность их многолетнемерзлого ядра меняется в зависи-
мости от динамики температурного режима пород, связанного с корот-
копериодными и среднепериодными колебаниями климата (гл. VIII).
Высота бугров возрастает при увеличении мощности их ядра в перио-
ды похолодания, и, напротив, при потеплениях и деградации маломощ-
ных мерзлых толщ размеры мерзлого ядра и самих бугров пучения
уменьшаются. При этом имеет место и их разрушение с поверхности
за счет протаивания льдистых пород при увеличении глубин сезонного
оттаивания, термоэрозии и т. п. Миграционные бугры пучения, сфор-
мировавшиеся в геологическом прошлом и приуроченные в настоящее
время к массивам мпоголетнемерзлых пород, мощность которых пре-
вышает вертикальный размер высокольдистых ядер этих бугров, при
похолоданиях в объеме не увеличиваются. Разрушаться они могут
только с поверхности.
Многолетние миграционные бугры пучения имеют обычно высоту
до 2—3 м и размеры в основании, изменяющиеся от 3—5 м до несколь-
ких десятков и даже сотен метров. В ряде случаев их высота достигает
4—8 м и более. В Западной Сибири известны выпученные торфяные
массивы, площадью до нескольких км2, называемые «площадями пу-
чения» (Баулин, Белопухова и др., 1967). Выпученные торфяные мас-
сивы, разбитые полигональной системой повторно-жильных льдов, при
вытаивании последних переходят в образования, называемые бугрис-
тыми торфяниками. Различные виды миграционных бугров пучения ши-
роко развиты вблизи южной окраины области многолетнемерзлых по-
род Европейского Севера СССР и Западной Сибири, а также ряда
районов Средней и Восточной Сибири.
Многолетние бугры пучения, образующиеся в условиях закрытой
системы, связаны преимущественно с промерзающими полозернымн
ликами, главным образом несквознымн (рис. 108) В СССР таюзе оут
пы носят якутское название сбулгунняхп». а за рубежом эскимос
ское — «пннго». Наиболее часто булгувияхи образуются прн “₽»“'₽
п7имоРрс^:Рщ™мХс°™₽н с:
т^но-жильных льдов
“ияЬХХ°и™т^:ко"в'(рнс. 108. 1) «и-виепя обычно осушен» нл.
235
обмеление озер (рис. 108, II). При промерзании талика с грунтовыми
водами создается замкнутая система, в которой воды приобретают
криогенный напор. Благодаря гидростатическому давлению многолетне-
мерзлая кровля в наиболее слабом месте выгибается (рис. 108. III),
образуя многолетний бугор пучения с ядром из инъекционного льда
(рис. 108, IV). Поскольку промерза-
ние водоносного талика является
длительным процессом, постольку
рост булгунняхов идет, видимо, в
течение длительного периода — от
нескольких десятков до нескольких
сотен лет. Внедрение воды в расту-
щий булгуннях происходит много-
кратно, вследствие чего криогенное
строение пород в ядрах бугров,
включающее как инъекционный, так
и сегрегационный лед, имеет слож-
ный характер. С поверхности бул-
гунняхи обычно бывают разбиты
системой радиальных и концентри-
ческих трещин, по которым иногда
обнажается ледяное ядро и которые
служат местами зарождения термо-
карстовых просадок (рис. 108). Раз-
меры булгунняхов зависят от коли-
Рнс. 108. Схема образования булгунняхов:
I — несквозной талик под озером; И —про-
мерзание несквозного талика при умень-
шении размеров озера; III — образование
замкнутого промерзающего внутрнмерзлот-
ного талика и начальный этап роста бол-
гунняха; IV —зрелая стадия роста булгун-
няха. 1 — многолетнемерзлая порода; 2—
талая водонасыщенная порода; 3 —сезон-
ноталый слой; 4— уровень воды в озере;
5 — инъекционный лед; 6 — граница много-
летнемерзлых пород; 7 — направление дви-
жения вод под действием гидростатическо-
го криогенного давления
чества воды в замкнутой системе и могут достигать по высоте 30—
60 м и по основанию 100—200 м.
К числу инъекционных бугров пучения многие авторы относят гид-
ролакколиты — бугры, образующиеся в местах разгрузки различного
типа напорных подземных вод, а также в обрамлении наледей за счет
замерзания зимой вод в грунтово-фильтрационных таликах (см. IX-2).
Причиной образования гидролакколитов является гидродинамический
напор движущихся подземных вод. Обычно мощность органо-минераль-
ной породы в кровле над инъекционным льдом, слагающим ядро гид-
ролакколитов, близка к мощности сезонноталого и сезонномерзлого
слоев, и редко превышает 1—1,5 м. В силу этого гидролакколиты быст-
ро разрушаются, а затеи возникают вновь, т. е. являются недолго жи-
вущими образованиями.
236
Помимо многолетних
сезош.омерзлого слоев образу,^»™',X ” 1,|>м'лах «зоняоталого к
и инъекционные бугры пучен™ л однолетние как миграционные, так
1.2 м н Шнри„у Р!_а „ п„ -° н 01 10~2° о» »о 1-
мерзаннсм больше свойств,-™..'’ ’ “ Для 'часткоа с сезонным про-
достигают наибольшего паэвпт.ш"Гр°и“°"”Ые Г'>г₽ы ПУче““я- которые
° Разв!|тка в условиях переходных и полупере-
Рис. 109. Разрушающийся мвоголетвий бугор пучеввя — бу.тгутаях
на аласе. Фото О. Г. Боярского
ходных типов сезонного озтаивания отложении. При промерзании се-
зонноталого слоя образуются как миграционные, так и инъекционные
бугры пучения. Последние тяготеют к участкам, где до конца промерза-
ния СТС существует поток надмерзлотных вод (Х-2): к подножиям
склонов, ложбинам на поймах рек и т. п. Сезонные бугры пучения,
образующиеся на дорогах, аэродромах и пр., оказывают отрицатель-
ное воздействие на эти сооружения. Поэтому их предупреждение и
борьба с ними является одной из важных проблем инженерного мерз-
лотоведения.
VII-4. НАЛЕДИ
Наледями называются плоско-выпуклые ледяные тела, формирую-
щиеся в результате многократного излияния подземных, речных или
озерных вод на поверхность и их послойного замерзания (рис. 110).
Основные представления о законах развития этого явления изложены
в трудах С. А. Подъяконова, А. В. Львова, М. В. Сумгииа, В. Г. Пет-
рова, Н. И. Толстихина, П. Ф. Швецова, А. И. Калабина, О. Н. Тол-
стихина, Н. Н. Романовского, Б. Л. Соколова и др.
Процесс образования наледей. Наледи образуются на поверхности
земли, речного, озерного и морского льда, в искусственных сооружени-
ях (горных выработках, водопропускных трубах) и т. д. Причиной из-
лияния вод па поверхность обычно служит, во-первых, повышение гид-
полинамического напора в результате сезонного (зимнего) промерзании
?SaKTOB по которым движутся подземные или речные воды, во-вторых,
возрастание гидростатического давления воды при промерзания озер
и иодозериых голиков. Сезонное промерзание^ сужающее живое rene-
ge по“к₽ов приводит к тому, что воды приобретают напор, прорыва-
ют кровлю из мерзлого грунта или льда, вырываются на поверхность,
растекаются по ней и, замерзая, образуют слой наледного льда. Про-
рыв вод на поверхность уменьшает давление в водной системе. В ре-
зультате их излияние прекращается до тех пор, пока продолжающееся
сезонное промерзание и подток вод вновь не приведут к нарастанию
давления до величины, превышающей прочность кровли. Снова про-
исходит прорыв воды на поверхность и образуется новый слой льда.
Количество таких циклов
может быть различным и
достигает нескольких де-
сятков за зиму. В про-
цессе нарастания давле-
ния в водоносном тракте
кровля из наледного льда
может изгибаться, и на
поверхности наледи обра-
зуется наледный бугор.
На его вершине возника-
ет ряд радиальных тре-
щин, через которые воды
и прорываются на поверх-
ность. Иногда такие буг-
ры взрываются и глыбы
льда разлетаются на де-
сятки метров в стороны,
а из купола вырывается
Рис. ПО. Гигантские наледи
подземных вод в Селенняхской
тектонической впадине. На пер-
вом плане днище долины, пред-
ставляющее собой наледную
поляну, на поверхности кото-
рой видно характерное дробле-
ние многочисленных сухих ру-
сел. Между руслами находятся
ромбовидные островки поймы,
сложенной галечниками (май,
1972). Фото Н. Н. Романов-
ского
столб воды. Фонтанирование может продолжаться от нескольких минут
до нескольких часов. В течение зимы места излияния вод на поверх-
ность перемещаются, формы и размеры наледи изменяются, увеличи-
ваются объемы наледного льда.
Описанный в общей схеме процесс образования наледи приводит к
тому, что натечный наледный лед имеет отчетливую слоистость, в него
бывают включены прослои снега, обычно подтаявшего за счет насы-
щения водой, а также линзы инъекционного льда, образующиеся в яд-
рах наледных бугров. Толщина слоев льда меняется от нескольких сан-
тиметров до одного метра и более. Наледный лед обычно имеет столб-
чатую структуру с длиной кристаллов от 10 до 60—80 см.
Подземные воды в процессе образования наледи часто внедряются
между мерзлой толщей и промерзшей частью сезонноталого слоя, при-
поднимают последний, но не выходят на поверхность. В результате-
238
обычно тяготеющ,““’?ерифе^ик“1лмей "или ?""" ™дРолак™я™.
ЛОННИ (рис. 111). к-форнн наледей или находящиеся в их обрам!
ти|1еэтальн1Щ™кщ|м7тЛес1Схолвдньгаиг малоснР"ЯТС" су₽тый' Р™ков-
условиях сезонное промера,™“рек Хе» - 3"мам“' В так™
наибольшей глубины, а э?о способствуетСжЛ,? "°Р°Д д°стигаат
ТОКОВ и Разя.ип.оп.дродинах.Х6"^
Рнс. 111. Гидролакколит на поверхности наледной поляны, перекрытый
<наледным аллювием». На первом плане остатки наледного льда (пред-
горье хр. Полоусного, июль, 1969). Фото Н. Н. Романовского
жу вода быстро замерзает, а не стекает свободно с поверхности, как
это бывает в районах с теплыми многоснежными зимами.
Условием, способствующим широкому образованию наледей, яв-
ляется большое количество подземных вод, залегающих близко к по-
верхности. Поэтому в гидрогеологических горно-складчатых областях,
там, где имеет место интенсивный водообмен между поверхностными
и подземными водами, где широко распространены аллювиальные, про-
лювиальные, ледниковые и флювиогляциальные отложения, являющие-
ся хорошими коллекторами грунтовых вод, где многочисленны источ-
ники трещинно-жильных, карстовых и других типов вод, наледи обра-
зуются наиболее часто.
Наличие многолетнемерзлых толщ не является условием, необхо-
димым для формирования наледей, но их развитие сильно влияет на
процессы наледообразования. Многолетнее глубокое промерзание пород
локализует потоки подземных вод в напорно-фильтрационных и грун-
тово-фильтрационных таликах (см. гл. IX). источники с малыми деба-
тами перемерзают, а выходы вод концентрируются в виде крупноде-
239
битных источников. Вес это приводит к изменению количества, поло-
жения. размеров и типов наледей.
Классификация наледей и их характеристика. По характеру вод,
идущих на образование наледей, последние делятся па несколько ка-
тегории (табл. 18), которые формируются как в естественных условиях,
так могут возникать и благодаря деятельности человека (антропоген-
ные наледи). При этом следует отличать наледи, созданные человеком
Для различных целей специально (искусственные наледи), от вызван-
ных непроизвольно при различных видах хозяйственного освоения тер-
ритории (техногенные наледи).
Таблица 18
Классификация наледей по источникам питания
Тип наледи Вид наледи
Поверхностных вод1 речных вод озерных вод морских вод снеговых (талых снеговых) вод ледниковых (талых ледниковых) вод
Подземных вод верховодки и вод СТС, грунтовых вод (вод грунтово- фильтрационных таликов, сквозных и несквозных) подземных вод глубокого (часто подмерзлотного) стока смешанных вод (грунтовых вод и вод глубокого стока)
Смешанного питания (поверх- ностных и подземных вод) озерных вод и вод глубокого стока речных и грунто- вых вод, речных вод, грунтовых вод и вод глубоко- го стока
1 Наледи поверхностных вод имеют небольшое значение для геокриологии и специаль-
но не рассматриваются.
По положению в рельефе большая часть наледей приуроче-
на к долинам. Среди них различают русловые, пойменные, террасовые
наледи и наледи конусов выноса. Известны наледи на склонах (скло-
новые) и даже приуроченные к периферийной части водоразделов (во-
дораздельные).
Размеры наледей характеризуются их площадью и объемами
сконцентрированного в них льда. Последние, по данным О. Н. Толсти-
хина, проводившего статистические исследования наледей Северо-Вос-
тока СССР, коррелятивно связаны между собой. Это позволяет пред-
ложить единую классификацию наледей по их размерам (табл. 19).
Размеры наледей в определенной мере связаны с источниками их пи-
тания. Так, например, очень маленькие размеры имеют наледи вод се-
зонноталого слоя, а самые крупные—это наледи подземных вод подмерз-
лотного стока или смешанного грунтового и подмерзлотного стока. Об-
ластью наибольшего развития очень крупных и гигантских наледей яв-
ляется Верхояно-Колымская горно-складчатая страна, где «обнаруже-
но около 10 тысяч наледей, общая площадь которых составляет около
14 тыс. км2. Суммарный объем воды, аккумулированный в наледях,
оценивается величиной 30 км3» (Соколов, 1975). Самой большой на-
ледью считается Большая Момская наледь, площадь которой в отдель-
ные годы превышает 80 км2, а объем составляет около 200 млн. м3
(Толстихин, 1974).
240
м,'Эн'.,,’”ТС" ” Ш"РОКИХ ”
рых к концу лета остаются небольшие по площади и мощности линзы
ХТи°Гкп^а’ "азь,ваются дующими. Изменение мощн^Гль^на
ледеи колебания климата могут приводить в определенных условиях
и обралю М 0ДН0Летних ||алеДей в летующие, летующих в многолетние
Классификация наледей по размерам
(по О. Н. Толстихину, 1974)
Категория Наледи Площадь, и’ Объем, м»
1 очень мелкие до 1-Ю3 до 2-10
2 мелкие 1-Ю3—1-10‘ 2-Ю»-2-10*
3 средние 1-10‘-1-103 2-10*—2-10ь
ч крупные ЫО’-ЫО» 2-105—2-10*
5 очень крупные 1.10е—1-10’ 2-10е—2-10’
6 гигантские больше 1-10’ больше 2-10’
В благоприятной обстановке, особенно в горных районах с суровы-
ми мерзлотными условиями, часто происходит быстрое захоронение на-
ледного льда отложениями (русловым аллювием, солнфлюкционнымн,
обвально-осыпными), мощность которых превышает слой сезонного от-
таивания. В результате образуются погребенные наледи.
Наледи за счет верховодки и вод СТС обычно образуются осенью
или в первой половине зимы у перегибов склонов или у их подножия,
имеют малые размеры и небольшую мощность льда.
Наледи грунтовых вод наиболее часто развиты на участках, где
существуют барражи на пути грунтового потока и где последний пере-
ходит в поверхностный водоток. Поэтому наледи на реках возникают
ниже тех мест, в пределах которых уменьшается мощность аллювия и
водонепроницаемые породы подходят близко к поверхности. В долинах
горных рек наледи обычно образуются ниже выступов коренных пород,
где в русле существуют пороги и перекаты, а также ниже выходов
напорных трещинно-жильных и трещинно-карстовых вод глубокого сто-
ка, разгружающихся субаквальао. В местах выхода этих вод часто
остаются незамерзшие даже в самые жестокие морозы участки русла
«полыньи».* вод глубокого подмерзлотного стока очень часто связаны
с зонами новейших или омоложенных тектонических нарушений. Как
показали ПФ. Швецов. А. И. Калабин и другие, многие тектонические
оазломы устанавливаются по цепочкам вытянутых вдоль них нале-*ей-
Ебоазующих так называемые «наледные линии». Наледные линии осо-
бенноУ характерны для периферии наложенных тектонических впаа«н
го₽
^Тно-Ф»ль=нымн
ТтеарКр" ™Р;’"оХТеЙно™. на м’еждуре-ьнх а т. а. Ниже напора
241
16 Зак. 98
фильтрационных таликов обычно находятся грунтово-фильтрационные-
талики, по которым происходит сток выведенных наверх вод подмерз-
лотного стока и вдоль которых образуется наледь (рис. 112, Б, В, Г).
Иногда по таким таликам вода частично уходит из зоны налсдообра-
зования (рис. 112, Д). Известны случаи, когда наледи формируются
непосредственно над гидрогеогенным таликом, образуя купол с выходом.
Рис. 112. Схема соотношения напорно-фильтрационных и грунтово-фильтра-
ционных таликов и наледей подземных вод: 1—многолетнемерзлые породы;
2—породы слоя сезонного оттаивания; 3—породы сезонно промерзшего слоя;
4 — трещиноватые породы в пределах напорно-фильтрационного талика; 5 —
породы, слагающие грунтово-фильтрационный талик; 6 — наледь (а — Калед-
ине бугры с трещинами; б — вода в наледных буграх или инъекционный
лед; в — водоносные каналы в теле наледи); 7 — границы многолетнемерз-
лых (д) и сезонномерзлых (б) пород; 8 — направление движения подземных.
вод
242
-иь. 1гсрекр„.
пн^х^’Х₽оазог хж vjss
горных рек формируются „алели узкие, вытянутее. с относ“т“0
большой мощностью льда. На плоских участках наледи имеют округ-
лую, иногда овальную форму. руг
Режим формирования различных наледей в годовом цикле неоди-
наков. Un сильно зависит от изменения режима подземных вод, иду-
щих па их образование. В общем случае Н. И. Толстихин и О. Н. Тол-
стихии выделяют четыре периода в формировании наледей.
Первый период, охватывающий осень и начало зимы, характери-
зуется медленным и постоянно увеличивающимся темпом нарастания
наледи. Это связано с постепенным снижением температур воздуха, с
сезонным промерзанием таликов, являющихся водоносными трактами,
и перемерзанием других путей движения подземных вод, например се-
зонноталого слоя в обрамлении наледи.
Второй период соответствует стадии созревания наледи, когда идет
сравнительно равномерное нарастание площади и объема наледи, с
некоторыми периодами усиления или ослабления этих процессов. Под-
черкнем, что в южных районах темп роста наледей сильнее зависит
от погодных условий, чем в северных. Это связано с тем, что в менее
суровых мерзлотных условиях под наледями существует непрерывная
полоса грунтово-фильтрационных таликов (рис. 112, Д), от степени се-
зонного промерзания которых в значительной мере зависит темп роста
и общие объемы наледного льда. В суровые зимы в наледь переходит
большая часть воды, чем в теплые, когда она свободно стекает под
наледями. При наличии низкотемпературных мерзлых толщ талики сле-
по оканчиваются на площади наледообразования и вся вода во вто-
рой период идет на формирование тела наледи.
Третий период, наступающий в начале весны, представляет собой
стадию зрелости. Рост наледи сначала снижается, а затем и вовсе
прекращается. Возникает равновесие, когда нарастание наледи в ноч-
ное время или холодные дни компенсируются ее таянием в дневное
время или в ряд теплых дней.
Четвертый период охватывает время разрушения наледи, проис-
ходящего под влиянием прямой инсоляции, положительных темперах) р
воздуха, дождей, а также эродирующего действия талых и речных
вод Роль последних различна: максимальна при разрушении рус-
левых наледей и отсутствует у валеден, расположенных вне русел
₽еК Динамика наледей. Наледи подземных вод испытывают многолет-
ние изменения формы, размеров, объемов наледного льда и местопо,-
жени что " авиит от общих иерзлотио-гидрогеолотвчесих условии,
“рактера таликов и таликовых зон, а также от дннамнкн послед „их
R паяных мерзлотно-геологических условиях причины н масштабы та
снежные н холодные Ф°Р И „.ледообразование может отсутствовать
время в теплые сплошного развития мерзлых толщ «ее-
™оХов^
Хяются4 форм",” площади наледей и объемы наледного льда. В елг
16*
чае «слепого» окончания таликов на площади наледообразовання еже-
годные изменения объемов льда происходят только за счет изменения
длительности первого периода формирования наледи и обычно крайне
невелики, зато форма и размеры наледей могут меняться значительно.
У наледей подземных вод глубокого стока это связано с изменением
местоположения грунтово-фильтрационных таликов, распределяющих
воду по площадям наледообразовання, и их протяженности (рис. 113).
Последняя, например, изменяется в зависимости от формы наледного
тела. При наличии короткого «распределяющего» талика наледь имеет
Рис. ИЗ. Схема многолетней динамики наледи подземных вод: I—IV стадии раз-
вития таликов и наледей (пояснения в тексте). Условные обозначения те же, что
и на рис. 112
небольшую длину, куполообразную форму и большую мощность льда
(рис. 113, I). Последняя предохраняет талик от промерзания зимой и
способствует увеличению его длины (рис. 113, II). Наледный лед боль-
шой мощности не стаивает летом полностью и остается в виде поля,
рассеченного «каналом», образуемым потоком вод. Зимой этот канал
перекрывается наледью, а протяженность распределяющего талика уве-
личивается, длина наледи становится больше, а мощность наледного
льда меньше (рис. 113, III). В конечном итоге последняя снижается
настолько, что наледь переходит в разряд летующих. Поток вод полу-
чает возможность смещаться вбок, мигрировать и дробиться. Наледь
при малой мощности льда и большой площади недостаточно предо-
храняет грунтово-фильтрационный талик от зимнего промерзания. По-
следний распадается на ряд изолированных маломощных несквозных
таликов, лишенных зимой грунтового питания (рис. 113, IV). В конце
концов они перемерзают, а ниже напорно-фильтрационного талика ос-
тается короткий грунтово-фильтрационный талик, над которым вновь
начинает образовываться наледь куполовидной формы (рис. 113, I).
244
Далее цикл повторяется. Ежегодные климатические изменения мппгг
вносить коррективы в продолжительность частей такого многолеЖ
цикла саморазвития, но не меняют его по существу многолетнего
В горно-складчатых районах с высокой сейсмичностью появление
и исчезновение наледей бывает также связано с новообразованием или
прекращением деятельности напорно-фильтрационных таликов под дей-
ствием сейсмических толчков и активных новейших движений.
В горно-складчатых областях с суровым континентальным клима-
том. где развиты ледники, многие наледи генетически связаны с по-
следними. Связи эти многообразны. Ледники вырабатывают в долинах
переуглубления, выполненные грубообломочными ледниковыми и вод-
ноледниковыми отложениями, являющимися хорошими коллекторами
подземных вод даже^ в самых суровых условиях. Коренное ложе лед-
никовой долины крайне неровное. Это способствует переходам потока
вод по долине от грунтового к поверхностному и обратно. Ледники соз-
дают дополнительное питание потока вод по долине. При этом ледники
«теплого» типа, где имеет место донное таяние, обеспечивают кругло-
годичное питание. Все это способствует интенсивному развитию нале-
дей ниже ледников в горах Северо-Востока СССР, на Алтае, Тянь-Ша-
не, Памире и т. д.
Геологическая деятельность наледей. Наледи оказывают активное
влияние на рельеф и состав отложений в зоне наледообразовання.
В период роста породы в ложе наледи, примороженные к наледному
льду, часто оказываются включенными в наледные бугры. При таянии
последних они переоткладываются и тонкая фракция из них вымывает-
ся. По периферии наледей в период таяния происходит активное вы-
ветривание пород, связанное с частыми переходами через 0°. При раз-
рушении наледи талые воды, прорезающие тело наледей, эродируют
отложения в ее основании, вынося мелкозем. В результате в зоне дей-
ствия многих наледей, особенно крупных, остаются только грубообло-
мочные отложения: крупный песок, гравий, галечники и валуны (см.
рис. 111). Наледи, лежащие в днище долин, особенно русловые, пред-
ставляют часто препятствие для полых вод. В результате поток речных
вод проходит по их периферии и активно эродирует террасы или корен-
ные склоны, способствуя расширению днища долины. В результате
указанных процессов образуются так называемые «наледные поляны»,
сложенные в основании гравийно-галечниковыми отложениями - «на-
ледным аллювием», обычно наиболее промытыми в верхней части раз-
РМав долинах рек «наледные поляны», образующие
СЛ^"Хпр^ХРУзе-р"ан^Х0Е^™Ж
исходит изменение их бова;ы кальция. При таянии на-
падают некоторые соли особен,но^р 3JW,Horo цвета Часть из них
ледей соли в0 взвешенном состоянии. другая “падает
выносится талыми водами в состав в ЭТОм случае наледи дей_
ст"у°Гкак оп^«"тел» природных вод. Они трансформируют жидкий
сток минерального вещества в твердый и изменяют геохимические ус-
ловия в зоне наледообразования.
Подземные волы, которые фиксируются в наледях зимой, в водно-
критический период (гл. IX) прекращают свое участие в стоке как
поверхностном, так и подземном. Таким образом, наледи являются
фактором, истощающим ресурсы подземных вод (Толстихин, 1974).
В гидрогеологических горно-складчатых областях с суровыми мерз-
лотными условиями по наледям представляется возможным произво-
дить приближенную оценку ресурсов подземных вод в водно-критичес-
кий период. В летнее время при таянии наледные воды идут на пита-
ние поверхностных водотоков, тем самым являясь одним из факторов,
воздействующих на гидрологический режим последних.
Воздействие наледей на температурный режим верхних горизон-
тов пород весьма существенно, многообразно, различно в разных усло-
виях и еще мало изучено.
В осеннее и зимнее время наледообразующие воды, выходя на по-
верхность и замерзая, резко повышают температуру подстилающих их
слоев породы и льда. Но образование наледного льда в разных частях
зоны наледообразования происходит в различное время. Есть наледи
(пли части наледей), где льдообразование оканчивается в первой поло-
вине зимы, а далее наледь, обычно небольшой мощности, выполняет
роль термического сопротивления. На других наледях (или частях) на-
ледный лед может нарастать в течение всей зимы, сохраняя за счет
большого выделения тепла при фазовых переходах воды высокие тем-
пературы пород в основании наледи. Излияние наледообразующих вод
приводит к уничтожению снежного покрова, что также влияет на тер-
мический режим наледи и пород. В результате маломощные наледи,
уничтожающие снежный покров, могут оказывать существенное охлаж-
дающее влияние на температуру поверхности пород, а на талых участ-
ках приводить к новообразованию мерзлых толщ и перелетков. В то
же время мощный наледный лед может в течение зимнего периода
действовать отепляюще и даже предохранять талые породы от зимнего
промерзания.
В весенне-летнее время до окончания таяния наледного льда в ос-
новании последнего сохраняется температура, близкая к 0°. Под мно-
голетним наледным льдом она существует в течение всего летнего се-
зона, а сезонное оттаивание пород отсутствует. В целом влияние нале-
дей на среднегодовые температуры пород может быть как охлаждаю-
щим, так и отепляющим, но глубины сезонного оттаивания и промерза-
ния под наледями обычно уменьшаются вследствие повышения зимних
и понижения летних температур поверхности.
VII-5. ПОЛИГОНАЛЬНО-ЖИЛЬНЫЕ СТРУКТУРЫ, ОБРАЗУЮЩИЕСЯ НА ОСНОВЕ
МОРОЗОБОЙНОГО РАСТРЕСКИВАНИЯ
Полигонально-жильные структуры имеют огромное распростране-
ние в области многолетнемерзлых пород и в районах глубокого сезон-
ного промерзания. Они развиты в современных и плейстоценовых от-
ложениях. Ископаемые (вторичные) структуры широко встречаются
как в пределах современной области мпоголетнемерзлых пород и глу-
бокого сезонного промерзания, так и в перигляциальных зонах плей-
стоценовых оледенений Европы и Северной Америки, т. е. в районах,
где мерзлые толщи существовали только в геологическом прошлом.
Полигонально-жильные структуры, образующиеся на основе моро-
зобойного растрескивания (см. V-24, 25), охватывают разнообразные
246
Грунтовые («земляные», по Е. М. Катасонову) жилы различных оаз.
меров и формы, а также повторно-жильные (клиновидно-жильные по-
лигонально-жильные) льды. Полигонально-жильные структуры разде-
ляются на две основные группы: первичных и вторичных структур
Первичные структуры образуются в результате многократно, из года
в год, повторяющегося процесса морозобойного растрескивания, запол-
нения трещин или сухим песком или водой, которая, замерзая, образу-
ет жилки конжеляционного льда, и последующего преобразования ве-
щества заполняющего трещины в СТС (СМС) или мерзлой толще.
Вторичные структуры образуются в результате оттаивания первичных,
содержащих подземный лед.
Полигонально-жильные структуры могут образовываться как в
сформировавшихся ранее породах в результате увеличения суровости
мерзлотных условий, так и одновременно с накоплением отложений.
Первые называются эпигенетическими, вторые — сингенетическими.
Последние являются конституционным компонентом четвертичных от-
ложений, накапливающихся в условиях глубокого сезонного промерза-
ния или при наличии многолетнемерзлого субстрата. Они влияют на
формирование строения, состава и свойств отложений и имеют боль-
шое значение для их мерзлотно-фациального анализа, палеогеогра-
фии и истории развития мерзлых толщ. В особой мере это относится
<к повторно-жильным льдам (см. XI-1).
В основе образования жильных структур лежит морозобойное рас-
трескивание, находящееся в определенных зависимостях от температур-
ного режима верхних горизонтов пород, т. е. от амплитуды колебаний
температур на поверхности пород — До и среднегодовой температуры
пород у подошвы СТС (СМС) — (Е или у подошвы слоя годовых коле-
баний температур — (ср. от глубин сезонного оттаивания и промерза-
ния, состава и свойств отложений (Романовский, 1972, 1977). Поэтому
изменения систем морозобойных трещин в зависимости от указанных
факторов меняют и характер самих полигонально-жильных СТРУКТУР-
Наиболее существенными зависимостями развивающихся систем
морозобойных трещин от 4», т. е. от континентальное™ типов од-
ного оттаивания и промерзания, и от is (или f„), т. е. от их сурово
а7ТипостХыхИзеМЧеяиЯх Ь. и ув=™—
' ‘ гтг .I галс пяамеп полигонов в плане уменьшаете, 1-
ностн типов СТС и Cinu размер v ,,тянпнитСя меньше
g®SWS=S.-=nw«=
вых температурах пород. , возрастающей суровости та-
б) при постоянных значениях А» ио возрастаю™ к
нов СТС в СМС, т е при Д°
ннкновения морозобойных. треше“ " ательных значениях трещины
ределенного предела при высоки ^ о^рин темПерапрах трещины
не выходят за пределы ’ _т?.рМео3лую толщу (рис. 114, .4, В). Про-
начинают проникать в ммо J • СТС в породах разного со-
никновение морозобойных трещин ниже (сг. так. иаирн-
става и льдистое™ "’Хванны^-песих и суглинках пойменных фа-
мер. в пылеватых оторфов-х ce301,H0,0 оттаивания
цнй при мелких и средн - у пнлпачоне ten от —- до —С, а *
указанный процесс оттаиванием в диапазоне (Ср от — 4 до
женне fcp при прочих равных условиях ведет к увеличению глубин мо-
розобойных трещин в мерзлой толще и увеличению их ширины.
Форма Морозовой ных полигонов различна. Как было
показано Б. Н. Достоваловым (1952), системы морозобойных трещин и
полигонально-жильных структур в массивах однородных пород при на-
личии ориентирующей вертикальной поверхности, например бровки
террасы или вертикального разлома, образуют чаще всего правильные
тетрагоны (рис. 115), а в не-
Рис. 114. Система полигонально-жильных струк-
тур при изменении континентальности климата и
понижении /с₽: А— изначальная система при
/ер=—0°С и До; Б—изменение системы при уве-
личении континентальности (До'>До); В — изме-
нение системы при понижении /ср до Гср; 1 — из-
начально-грунтовая жила; 2 — повторно-жильный
лед; 3 — граница мнсголетнемерзлых пород; 4 —
огибающие температурных кривых; 5 — распре-
деление максимальных градиентов температур —
однородных породах — по-
лигоны неправильной формы
(рис. 116). Если же ориен-
тирующая поверхность от-
сутствует, то в однородных
породах формируются гексо-
гональные формы с трехлу-
чевыми пересечениями тре-
щин.
Размеры морозо-
бойных полигонов из-
меняются в широких преде-
лах: от первых десятков сан-
тиметра до 40—80 м. Наибо-
лее широко представлены
полигоны с поперечником от
6—8 до 20—30 м. Мелкие
морозобойные полигоны с
поперечником от 20—30 см
до 1—1,5 м соизмеримы с
формами, возникающими
при усыхании пород. Наибо-
лее часто они образуются
при растрескивании пылева-
тых супесчано-суглинистых
отложений, обладающих не-
большой влажностью и вы-
сокими значениями коэффи-
циента линейного сокраще-
ния (расширения)—а (Шу-
шерина и др., 1970), когда
градиенты температур дос-
тигают очень больших зна-
чений. Последние возникают
в процессе промерзания
СМС или СТС, когда промерзающий слой еще не сомкнулся с мно-
голетнемерзлой толщей, а на поверхности породы уже имеют низ-
кие отрицательные температуры. Такие условия, в частности, характер-
ны для южной части Забайкалья с типичными для этого региона особо
резко континентальными переходными и полупереходными типами се-
зонного промерзания и оттаивания отложений. В этом случае в про-
мерзающей части СТС (СМС) возникают очень высокие градиенты
температур, достигающие 60—100сС/м и формируется частая сеть мо-
розобойных трещин (Втюрина, 1962).
Первичное заполнение морозобойных трещин мо-
жет происходить различными способами и за счет разных источников:
а) заливания воды и замерзания последней с образованием жилок кон-
248
Рис. 115. Полигональный рельеф в однородных породах на высокой
пойме р. Анабар. Фото О. Г. Боярского
Рис. 116. Неправильный полнго-
надьно-валиковый микрорельеф
на неоднородных породах
•желяционного льда, б) аблимацни льда в трещинах, в) осыпания ма-
териала, слагающего стенки трещины, г) засыпания в них сухого эоло-
вого песка, д) попадания снега.
Основными процессами являются, во-первых, заливание трещин во-
дой (заполнение конжсляционным льдом), которое происходит в усло-
виях достаточно высокого обводнения поверхности весной снеговыми
талыми или речными полыми водами, во-вторых, засыпание их эоло-
вым песком, что имеет место при очень низкой увлажненности поверх-
ности. Остальные процессы являются сопутствующими. Помимо ука-
занных первичных, существует вторичное выполнение тре-
щин-пустот, образующихся на месте вытаивающих в СТС и СМС
элементарных жилок конжеляционного льда. Выполнение происходит
главным образом за счет оплывающих и осыпающихся в трещины-пус-
тоты вмещающих пород. Этот процесс повторяется периодически, со-
путствуя конжеляционному льдообразованию в морозобойных трещи-
нах. Он имеет основное значение при формировании грунтовых жиль-
ных образований в СТС и СМС.
Основные типы полигонально-жильных структур и их систематиза-
ция. Многократное повторение указанного процесса выполнения тре-
щин-пустот по жилкам конжеляционного льда, целиком расположен-
ным в сезонномерзлом или сезонноталых слоях, приводит к формиро-
ванию в них изначально-грунтовых жил. В случае, когда трещины на-
чинают проникать из СТС в мерзлую толщу, что имеет место при по-
нижении , повторяющийся процесс конжеляционного льдонакопления
в них приводит к образованию повторно-жильного льда. Над ледяны-
ми жилками в СТС образуются грунтовые части жильных образований.
При этом их размеры зонально уменьшаются в соответствии с сокра-
щением мощности СТС, а размеры ледяных жил зонально увеличива-
ются при понижении /Ср (рис. 117). Эта закономерность справедлива
как для сингенетических, так и для эпигенетических жильных льдов.
Таким образом изначально-грунтовые жилы и повторно-жильные
льды являются структурами, подчиняющимися мерзлотно-температур-
ной зональности (образующими зональный мерзлотно-температурный
ряд). Они формируются в условиях достаточно высокой обводненности
поверхности, преимущественно в условиях средних и мелких (по влаж-
ности) типов сезонного оттаивания и промерзания пород. При этом в
породах разного состава и льдистости этот переход одних форм в дру-
гие осуществляется в разных диапазонах /б (рис. 117).
Заполнения морозобойных трещин сухим эоловым песком имеет
место в условиях крайне слабого увлажнения поверхности, особенно
весной, при наличии ветровой деятельности и источников песчаного
материала. Повторяющиеся многократно выполнения трещин песком
приводят к образованию первично-песчаных жил. Такие жилы образу-
ются в настоящее время в Антарктиде в крайне суровых мерзлотных
условиях и очень низкой влажности пород в СТС. При изменении фа-
циальных и ландшафтных условий они переходят через жильные струк-
туры с песчано-ледяным выполнением в повторно-жильные льды. Зо-
нального ряда современные первично-песчаные жилы не образуют.
В ископаемом состоянии первично-песчаные жилы широко распро-
странены в перигляциальных зонах континентальных оледенений Евро-
пы и Северной Америки. Судя по изменению морфологии и размеров
таких жил, в периоды своего образования они формировали зональные
(мерзлотно-температурные) ряды.
Как указывалось выше, переходной формой между ледяными и
песчаными жилами являются жилы, при формировании которых запол-
250
ПРЧУЛ! тато*ИпПпЯ₽,И0ДНЧССКИ сме,1яется заполнением сухим песком и в
Р и^пй п?.Л2Руются песчано-ледяные жилы (называемые в амери-
КЭиСп«г\Л. TnPr Tyi’r comPos,tc — wedge). Периодические смены заполне-
ния лиио кодой, либо песком имеют место и тогда, когда трещины цели-
Рнс. 117. Схема
и полигонально-жильных стру )Р \ пылеватых супесях и суглинках (S).
жильных
песках W и х °”™4eS JJmhot»» »»«”«““ »> “•
1-1 построен «а» „олошпа слоя сеаокмого промер.»»»»
гтг 1СМС\ В этом случае образуются «высокотем-
ком находятся в СТС (СМС). ом у первнчнЫмпесчдно-ле-
и
Рис. 118. Принципиальная схема соотношения полигонально-жилрных первичных (Л) и вторичных (Б) структур
сменами влажности пород в СТС /смс\
ми глубокого сезонного. оттай™?/ ' соответс™ующими перехода-
мелкое и наоборот. вания (промерзания) в среднее и даже
Указанные зависимости n
стене СТС - мерзлая tSL JT™ морозобойных трещин в си-
вого режима поверхности н^няпород' 7 ’апол"е1|"я- °т влажност-
для систематизации пол гонял?» эоловой деятельности дают основу
основе морозобойиог" рк?и?™^ЛЬПЫХ структ'Р' образующихся на
ctdvktvd учитывают™ рас?рескивания- ПРИ систематизации первичных
в СТС (СМС) и сопите? °ЦеССЫ пРеобРазования вещества в трещинах
постного оежима в ующие ”м явления, а также изменения влаж-
пипиальной схемрВсппИХ слоях’ В представленной на рис. 118, «прин-
ntnnuuuMP nfin^ соотношенпя», включающей как первичные, так и
ТЯ?- и°жаНИЯ’ находят свое место как хорошо изученные
стру УР , к и формы, известные мало, и прогнозируемые. В настоя-
ЩСм наиболее полно исследованы зональный ряд: изначально-
грунтовые жилы — повторно-жильные льды и низкотемпературные
разновидности первично-песчаных и песчано-ледяных жил.
1. Изначально-грунтовые жилы
Изучением изначально-грунтовых жил занимались: А. В. Паталеев,
Н. С. Данилова, А. И. Попов, Т. Н. Каплина, Е. М. Катасонов,Е. Г. Ка-
тасонова, Г. Ф. Гравис, Н. Н. Романовский, О. Г. Боярский, В. В. Бау-
лин, Ф. А. Каплянская, В. Д. Тарноградский и многие другие. Изна-
чально-грунтовые жилы всегда образуются в СТС и СМС (рис. 119).
•Основным процессом, приводящим к их формированию, является мно-
гократно повторяющееся растрескивание, заполнение морозобойных
трещин конжеляционным льдом, его вытаивание и заполнение обра-
зующейся полости сильно влажной, иногда разжиженной вмещающей
породой, оседание последней в полость и обваливание со стенок. След-
ствием этого процесса является уменьшение плотности пород в местах
растрескивания, изменение их состава за счет выветривания, вмывання
гумусовых веществ и т. д. По существу изначально-грунтовые жилы
являются повторными псевдоморфозами по элементарным жилкам льда.
Степень развития таких жил различна и зависит от длительности их
формирования, в том числе от количества циклов растрескивания.
С некоторой степенью условности можно выделить жилы, находящие-
ся на начальных стадиях своего развития и развитые формы.
Изначально-грунтовые жилы начальных стадии
развития имеют обычно малую ширину, а отложения.
жилы, в слабой степени изменены процессами вмывання глинистого ве-
щества и гумуса, выветриванием и т. д. Слон вмещающих пород вног
да сохраняют первичное залегание, но чаще они ВД"3' ’ ,
рону жилы. При этом в дисперсных отложениях преобладает плавный
изгиб слоев а в песках чаще образуется зона трещин, сколов и осев
ших по ним’блоков. обычно превышающая по
Sea? (Га ^ело^о^^Р^— ™ я”
"" °рТзвК°тые формы "^%”ЛРаИ°ре7е^ИХ“в«1*"ак эпн-
мируются в течение длительного *>_ЫП01НЯЮщне жилы, существенно
генетические обР“““""” т р°тю от вмещающих отложений (рис. 119.
отличаются по составу и строение
fc>3
упнра-
VI). В однородных по составу толщах различия заключаются в
степени обогащения гумусом, ожелезнении, структурных особенностях,
цвете и увеличении пылеватости породы. В слоистых толщах происхо-
дит внедрение пород верхнего слоя в нижний (рис. 119, II). В крупно-
обломочных отложениях из тела жил в одних случаях может быть
вымыт глинистый материал (Каплина, 1960) (рис. 119, V), в других —
порода в теле жилы обогащена мелкоземом (рис. 119, VI). В скальных
трещиноватых породах изначально-грунтовые жилы образуются по-
периметрам полигональной решетки, в которой морозобойные трещи-
ны наследуют зоны повышенной трещиноватости. При наличии круп-
Рис. 119. Первый тип полигонально-жильных структур — изначально-грунтовые жи-
лы: 1— почвенно-растительный слой и гумусированные породы; 2 — супеси; 3 пе-
сок и гравий; 4 — лёссовидные породы и алевриты; 5 — торф; 6— валуны и галька;
7 — валуны и галька с супесчаным заполнителем; 8— слоистость пород и мелкие
сбросы; 9 — «жилы отгибания» (по Е. М. Катасонову) и открытые морозобойные
трещины; 10 — грунтовые жилы; 11 — верхняя поверхность многолетиемерзлых
пород (граница СТС)
нообломочного материала формирование таких жил часто сопровож-
дается его выпучиванием и морозной сортировкой.
В строении изначально-грунтовых жил и приконтактовой зоны вме-
щающих отложений имеется ряд характерных признаков:
а) слои вмещающих жил пород в приконтактной зоне обычно отог-
нуты вниз (рис. 119, III, IV). В несвязанных породах часта существует
система мелких сколов и оседаний по ним (рис. 119, I, II). Ширина
этой зоны изменяется от 20—30 см до 0,5—0,8 м. Этот признак близок
к одному из признаков псевдоморфоз по жильным льдам;
б) жилы имеют, как правило, субвертикально ориентированную
полосчатость, часто неясную, обусловленную различиями в цвете, сте^
пени оторфованности, наличием потеков гумуса (рис. 119, III, IV), ко-
254
торые у границы с мерзлой толшей
зоитальные языки (Гравис, 1962)- о0РазУют в ряде случаев субгорн-
нарушенным первичным млетанншСраняются вмещающие породы с не-
г) в породах, образующих жилы ™
отложениями обычно больше соепиир -° сРавнению с вмещающими
закисного, органического вещества ц™ Железа’ как окисного, так и
И глинистых фракций, иногда видны спТрпмЫ^ж1°ДерЖаНИе пылеваты*
чаях - омывания дисперсного Матерн"™ rZS*03"”’ а в друп,х слу'
генетических изначалыю-гпунтояи, Вертикальные размеры эпн-
но-галсчных отложениях не могут преаышатьТя1 "Лс,а"ь|х " гравий'
песках и дисперсных отложении - iT-Ti я ” "“теватих
изменяются в широких пределах: от 0,6-1,м“ ”°Л"ГО"°В
2. Повторно-жильные льды
Повторно-жильные льды имеют очень большое значение в форми-
ровании континентальных типов четирптиичи» - формн
1 г, ® четвертичных отложении криолитозо-
ны (рис. 120). Сингенетические разновидности этих льдов часто ре-
шающим образом определяют льдистость приповерхностных горизон-
тов горных пород, что, в свою очередь, обусловливает возможности
развития термокарста (VI1-8).
Основы современных представлений о развитии повторно-жильных
льдов заложены работами Е. Лефингуэлла, Б. Н. Достовалова.
А. И. Попова, П. Л. Шумского, Б. И. Втюрина, Е. М. Катасонова,
Н. Н. Романовского и др. История исследования этого вида льдов рас-
смотрена в работах П. А. Шумского (1959), А. И. Попова (1967),
Б. И. Втюрина (1975).
Повторно-жильные льды являются образованиями двухъярусными
(рис. 120, I—V). Нижний ярус, находящийся в многолетне’мерзлой тол-
ще, представляет собой ледяную жилу, верхний, — приуроченный к
СТС и соответствующий по высоте его максимальной мощности, яв-
ляется «грунтовой частью» жильной структуры. В образовании послед-
ней играют роль процессы, сходные с теми, которые имеют место при
формировании изначально-грунтовых жил, а также термокарстовые про-
садки, обусловленные периодическим оттаиванием верхних частей ле-
дяных жил в результате динамики глубин СТС. «Грунтовая» часть
жильных льдов зонально уменьшается в связи с понижением tcp. а вер-
тикальный размер ледяных жил при этом увеличивается. У сингене-
тических структур (рис. 120, IV—VII) ледяные жилы развиты всегда
сильнее, чем у эпигенетических.
Как указывалось выше, переход изначально-грунтовых жил в пов-
торно-жильные льды в породах одной фациальной принадлежности про-
исходит в результате понижения <ср- Для пород одного состава и в.з> ж
ности в СТС этот переход осуществляется в довольно узком диапазоне
температур (рис 120). При этом часто образуются полнгонэльножнль.
ные"системы в которых по трещинам генераций низких порядков раз-
виваются" повторно жильные льды, а высоких порядков -
грунтовые жнлы₽ (Р.Ю, 121) Переход от .— -“Д
ванию МВТ°Р"“„Ж^0^ приводит к периодическому оттаиванию
динамика глубин С1С. это приводтермокарстовым просадкам,
верхних частей растущих ледяных жил и к термо Р ^1Жностя
В породах разных фациальной принадлежности, сост
TV
EE3J ЕИН ES1 Q3e ЭЯ7 EZ3
Рис. 120. Повторно-жильные льды: 1 — почвенно-растительный слой и гумусированные породы; 2 —супеси; 3— песок и гравий; 4 —
торф; 5 — ледяные шлиры и «пояски» в сингенетически промерзших отложениях; 6 — открытые морозобойные трещины; 7 — повтор-
но-жильные льды; 8— граница многолетнемерзлых пород
(льдистости) и, следов
!”Тра"НТь,хДд„"аепР”^х“; "“-™ко.ь.х
лотно-фациальных venno Г Р” этом в одном оайп “ происходит
’ — ₽=™»-
Фхзическа" ^П„°Ка3аН0 “а p“i22 П°'1ИГО'
?Saa6BaHH п льдов была
генеза b. Н. Достоваловым (1959 iqri )’ доп°лнена для случая син-
шем уточнялась рядом « а в\альХ
м diej,eB- Как видно из рис. 123,
Пески к/з, tpoluun-
галеиные отлояени
tyecto и щевень
Пески м/з и пшеваюые
43, щеднипо - дресвяны
етл. с и/з заполнит
^"е.сЛ
пылеватые, алеври-
/пы, пески пылей м/з
Супеси и суглинки]
сильно оторерованные /
тапт
Рис. 121. Схема соотношения изначально-грунтовых жил и повторно-жильных льдов
в отложениях разного состава и влажности в СТС в зависимости от типов сезон-
ного оттаивания по (Ср. Схема составлена для континентальных повышенно- и резко-
континентальных типов СТС (по В. А. Кудрявцеву). wa — полная влагоемкость
отложений за вычетом незамерзшей воды
каждая последовательно вклинивающаяся элементарная жилка выхо-
дит из начального горизонта I на величину АЛ, равную накоплению
осадков за год. Элементарные жилки совсем выходят из горизонта I
за /i/A/i циклов, где Л — высота элементарной жилки. Таким образом,
за /i/A/i элементарных циклов развития растущая жила достигает мак-
симальной мощности (т), которая равна числу элементарных жилок,
внедрившихся в горизонт I, умноженному на среднюю мощность эле-
ментарной жилки с. То есть ’получается простая зависимость попереч-
ной мощности растущей жилы (т) от средней глубины растрескивания
мерзлой породы (Л) и от годового накопления осадков Ah : :п=пс, Ал.
Поперечная мощность жил (т) зависит также от порядка генерации
трещин, на основе которых растут жилы. Чем выше порядок трещин,
тем реже они образуются и. соответственно, тем меньше их мощности.
Таким образом, в одной и той же системе жил наблюдаются жилы
различной мощности. Морозобойные трещины, возникающие в осевке-
17 Зак. sa
Рис. 122. Схема основных соотношений изначально-грунтовых и ледяных жил в единых
полигональных системах: а — грунтовые жилы в песчаных аллювиальных отложениях
при глубоком сезонном оттаивании и повторно-жильные льды в заторфованных пои-
менных супесях при мелком оттаивайте; б — небольшие грунтовые жилки в песчаных
отложениях низкой поймы при глубоком оттаивании, единая система жильных льдов,
и грунтовых жил в оторфованных пылеватых песках при средней глубине сезонного
оттаивания и повторно-жильные льды в оторфованных пойменных супесях при мелком,
типе оттаивания
rv
повторно-
Рис. 123. Схема эпигенетического (Л) и
жильных льдов (по Б. Н. Достовалову):
сингенетического (Б) роста ----г.
ыл ли vd i»v ~ *• ____________< I* И’ Ш’ IV — последовательные ста-
ш омп ад а?б.*в, г—'ежегодно Образующиеся элементарные ледяные жил-
ки; ДЛ — мощность слоя накапливающегося за год осадка при сингенезе
зимний период и проникающие чеп₽ч гтг »
свою глубину и ширину в соотпптЛе3 С1С в мерзлую толщу, меняют
режима горных пород’ Заполняют?,' о " "зме"е!,ия“н температурного
ния или половодья В это в о е м , ?. г мс"0"’ 8 "сРиоа саа”>тая-
которые могут заполняться к ? 3™п"* трещин, т. е. тех.
v полошвы СТС umiinin «Я ВОДо”' близки к наибольшим, а ширина их
период массив мепчлиу максимальной ширины на этой глубине. В этот
холится в наименее inn П°Р°Д в 30не жильного льдообразования на-
ходится в наименее напряженном п г
конжеляцнонным льдом в масс,“J ? ? Посла aa"°jram"” тРеши
„„ xrnon.inT.nnxKy.,, массиве развиваются сжимающие напряже-
nl’i к = П° Мере повыше«ия температуры. Напряжения
Плгп липа Гоиенк НРО°М^ сжатию’ уплотнению мерзлых пород и подзем-
Н0Г° незначительному), а, главное, могут вызывать дефор-
мации изгибания, смятия и др. В зависимости от состава, льдистости,
криогенного строения вмещающих пород, а также ширины растущих
ледяных /кил и их положения по отношению к СТС деформации могут
захватывать мерзлую породу и (или) жильный лед. Деформации по-
род сопровождаются выгибанием слоев вверх в приконтактной с жи-
лой зоне, что при определенных условиях (низких <ср и особенно при
малых £от) может проявиться в микрорельефе поверхности в виде двух
валиков, вытянутых вдоль понижений над жилами. Деформациям лег-
че подвергаются снльнольдистые супесчано-суглинистые отложения и
торфяники (рис. 120, VI), в меньшей степени — пылеватые пески. Сла-
бо деформируются гравийно-галечные отложения. Ледяные жилы в
песках и гравийно-галечных накоплениях имеют малую ширину. В та-
кого рода отложениях в процессе продолжающегося жильного льдооб-
разования в морозобойных трещинах максимальным деформациям под-
вергается повторно-жильный лед. Таким образом, предельная ширина
растущих жил, особенно в условиях эпигенеза, в значительной мере
лимитируется деформационными свойствами мерзлых пород.
Обычно верхние поверхности растущих ледяных жил находятся ни-
же подошвы СТС. Над ними существует слой многолетнемерзлой поро-
ды, в котором находятся ледяные ростки, состоящие из различного ко-
личества элементарных ледяных жилок, (рис. 124). Такие ледяные
жилы со всех сторон окружены мерзлой породой. Если деформации
вмещающих пород по боковым контактам жилы приближаются к свое-
му пределу или достигают его, то новые внедрения элементарных ле-
дяных жилок приводят к тому, что лед как бы выдавливается
(Конищев, Маслов, 1968). Ледяные жилы приподнимают пеРеаР“аа|®'
шие их слои породы, деформируют и как бы раздвигают в стороны.
При небольших L над ними образуется валик, разделенный по серег
ся.М у^л^в^я^РсингонТз^А^сад^о^гоп^жие^ сгжрашает^^в^озможностя
сингенезе повторно-жильное л трещинах вследствие того.
ЛЬДОПовтоРно-жплько=„-^ХТнГпМп°риеТо, сутствяи (ИЛИ прекра-
стяжении максимальной ширины *MV4ae’деформациям гоыжамзиию
тении) осадконаконлт В сл. Жилы систематически пол-
вверх) подвергается только жилы,
таивагот сверху. В силу этого в условиях их эпигенетического развития
при относительно неизменных /Ср в многолетнем аспекте повторно-жиль-
ное льдообразование равно уничтожению этого льда.
Важные особенности повторно-жильного льдообразования в мерз-
лой толще определяются изменением размеров элементарных жилок
льда ниже подошвы СТС. При понижении tcp пород в одинаковых по
составу и льдистости отложениях и равном расстоянии между трещи-
нами (д) установлено следующее (Романовский, 1975, 1977):
Рис. 124. Растущая ледяная жила с «ростком». Благодаря внедрению
ростка происходит выжимание льда жилы вверх и деформация пере-
крывающей ее многолетнемерзлой породы. Фото В. Н. Зайцева
Г) вертикальный размер образующихся элементарных жилок льда
увеличивается;
2) ширина жилок у подошвы СТС и ниже на соответствующих глу-
бинах возрастает в пределах одного района, где заполнение трещин
водой происходит в одно и то же время;
3) зонально, с юга на север, ширина жилок существенно не изме-
няется в связи с тем обстоятельством, что в этом направлении проис-
ходит запаздывание сроков заполнения трещины талой и полой водой.
Это, в свою очередь, приводит к относительному уменьшению ширины
верхних частей трещин за счет повышения температуры пород вблизи
подошвы СТС в период весна — начало лета, но в то же время спо-
собствует увеличению с юга на север относительной глубины зияющих
трещин и элементарных жилок льда за счет проникновения «холодной
температурной волны» на большую глубину. Указанные особенности
изменения элементарных жилок льда обусловливают увеличение тем-
па повторно-жильного льдообразования и размеров ледяных жил при
понижении tcp. В наиболее чистом виде зависимость размеров ледяных
жил от величины элементарных жилок льда проявляется для их эпи-
генетических разновидностей. Например, вертикальные размеры эпиге-
нетических ледяных жил в супесях и суглинках изменяются от 20—
40 см (ниже грунтовой части, имеющей высоту 1 1,5 м) при tcp=—2,
260
м („„же груитовой часга ОЗ_О6
Морозобоиные трещины в п
как показал Б. н. Доставал™ с“стемах жильных льдов,
лам генерации низкого (I и in ппп33у1ОТСЯ в пеРвУю очередь по жи-
ких порядков морозобоиные тоетнГ"? "° жи-1ам генераций высо-
правило, в наиболее холодные гопы °бРааУ°™ не ежегодно, а. ка.
поздние сроки и имеют меньшую rav6wv°'r '°э"и“атт- ’° » ™аее
J ‘луоину. Следовательно, в единой
Рнс. 125. Обнажение сингенетических повторно-жильных льдов в
древних аллювиальных отложениях на севере Яио-Индигирской низ-
менности. Фото Н. Н. Романовского
системе темп льдообразования неодинаков и быстрее растут жилы ге-
нераций низких порядков, чем высоких, и размеры первых больше, чем
вторых. Однако наблюдения за системами повторно-жильных льдов по-
казывают, что на зрелых стадиях их развития темп льдообразования
по жилам разных генераций может выравниваться и даже трансформи-
роваться: жилы генераций высоких порядков начинают расти быстрее,
чем низких. Связано это с тем, что над широкими ледяными жалами
генераций низких порядков возникают термокарстовые глубокие пони-
жения, возрастает мощность СТС, происходит «залечивание» рыхлой
зоны на месте вытаивающей части элементарных жилок.
Сингенетический рост повторно-жильных льдов связан с накопле-
нием различных фаций пойменного аллювия (рис. 120, 1—V, VII; 125).
болотных и озерно-болотных отложений (рис. 120, VI), делювия, соли-
флюкционно-делювиальных образований и др.
Рост повторно-жильных льдов влияет на особенности полигональ-
ной поверхности, наличие или отсутствие валиков, вмугрнполигональ-
ных понижений, форму и размеры ложбин над жилами, их ззболочен-
261
ность и различия глубин СТС в разных частях полигонов. В условиях
сингенеза эти особенности, в свою очередь, оказывают воздействие
на характер осадконакопления и формирования криотекстур. Так, при
наличии полигональных ванн в них накапливается или торф (рис. 120
VI, VII) или сильно оторфованные отложения (Попов, 1955). Глуби-
ны СТС больше в центрах полигонов, чем на валиках, с которых еду.
вается снег зимой. В результате этого ледяные шлиры и «пояски», пов-
торяя конфигурацию подошвы СТС, приобретают первичный изгиб
вверх у контактов с жилами. На плоских безванновых полигонах диф-
ференциация пород по составу отсутствует, а «пояски» и шлиры в мерз-
лых породах имеют субгоризонтальное положение (Катасонов, 1955).
Особенности роста сингенетических жильных льдов определяются
рядом факторов и условий, такими, как состав, криогенное строение и
льдистость отложений, их температурный режим, темп осадконакопле-
ния и темп повторно-жильного льдообразования, динамика глубин се-
зонного оттаивания и др. Б. Н. Достоваловым показано, что ширина
сингенетических ледяных жил (при одинаковых размерах элементар-
ных жилок) уменьшается в периоды увеличения темпа накопления
осадков и увеличивается при его уменьшении. В случае неизменного
темпа осадконакопления ширина жил уменьшается при уменьшении
размеров ежегодно образующихся элементарных жилок, что происхо-
дит в условиях повышения /Ср пород. При понижении /Ср и увеличении
размеров элементарных жилок ширина ледяных жил становится боль-
шей.
Текстурные особенности повторно-жильных льдов характеризуются
вертикальной слоистостью или полосчатостью, обусловленными струк-
турой элементарных ледяных жилок, распределением газовых и мине-
ральных включений. Замерзание воды в узких морозобойных трещи-
нах происходит с двух сторон. Это приводит к формированию мелких
кристаллов, с ориентировкой оптических осей нормально к стенкам, с
довольно четким осевым швом, вдоль которого сконцентрированы пу-
зырьки воздуха и частицы породы, попавшие в трещину с водой. В мо-
лодых ледяных жилах отчетливо видны элементарные жилки льда,
обусловливающие наличие в них субвертикальной слоистости. Иссле-
дование структуры жильных льдов, проведенные П. А. Шумским (1959),
Б. И. Втюриным (1974), В. И. Соломатиным (1974) и др. показывают,
что форма и размеры кристаллов льда, оптическая ориентировка их
главных кристаллографических осей сильно изменяются в широких пре-
делах как в разных частях жил, так и в жилах разного размера и
возраста. Работы В. И. Соломатина и Б. И. Втюрина показывают, что
первичная структура конжеляционного льда, образующегося в моро-
зобойных трещинах, претерпевает во времени изменения. Происходит
это под влиянием развивающихся напряжений и деформаций, обуслов-
ленных систематическими изменениями температур в слое их годовых
теплооборотов. При этом в результате собирательной рекристаллиза-
ции размеры кристаллов увеличиваются, меняется ориентировка их
главных оптических осей. Сильно изменяется форма газовых включений
и их распределение. В результате во льду крупных древних жил эле-
ментарные жилки плохо различимы или даже не видны вовсе. Такие
жилы льда, утрачивая слоистость, приобретают субвертикальную полос-
чатость.
Содержание минерального вещества в жильном льду изменяется
от долей процента до 3—5% (Втюрин, 1974). Минимальное содержа-
ние свойственно жилам, образующимся за счет талых снеговых вод,
наибольшее для жил, растущих на низких прирусловых участках и
262
заполняющихся весенними полыми водами с большим количеством ми-
неральной взвеси.
Исследование химического состава современных жильных льдов по-
казывает, что он зависит от гидрохимических особенностей поверхност-
ных вод. В сингенетически мерзлых породах химический состав жиль-
ных льдов существенно отличается от состава текстурообразующего
льда, образование которого идет за счет вод СТС (Волкова, Романов-
ский, 1974).
Повторно-жильный лед в условиях сингенеза помимо льда элемен-
тарных жилок может включать в небольшом объеме термокарстово-
пещерный и сегрегационный лед. Прослои сегрегационного льда обра-
зуются на верхней поверхности ледяных жил в том случае, когда по-
дошва слоя сезонного оттаивания совпадает с последней. Прослои та-
кого льда возникают, так же как и во вмещающих породах, имеющих
супесчано-суглинистый состав, за счет промерзания СТС снизу. Они
могут включаться в тела ледяных жил только в периоды уменьшения
глубин СТС и перехода нижней части этого слоя в многолетнемерзлое
состояние (Максимова, 1970). Вследствие этого объем сегрегационно-
го льда в повторно-жильном льду невелик.
3. Первично-песчаные жилы
тидеСГпем (ППЖ> ИЗуЧеНЬ1 8 А»таР8'
тиде 1. иеве (1959^ Т. Бергом и Р. Влеком (1967) и описаны в аркти-
иеглеяоиялиЛ' г" ПиссаР°м- Ископаемые формы таких жил в Европе
исследовались большим числом ученых: А. Гальвицем, В. Зоргелем.
Я. Дыликом, Я. Гоздзиком, X. Свенсоном, Г. Джонсоном, А Пикаром
и многими другими.
Растущие первично-песчаные жилы достаточно полно исследова-
ны в условиях очень сурового, континентального климата Антарктиды
Они развиваются в низкотемпературных мерзлых породах ((ср=—15,
—20°С) различного генезиса: моренах, пролювии и др., имеющих преи-
мущественно грубообломочный состав, а также в мертвом ледниковом
льду, перекрытом абляционной мореной. Размеры морозобойных по-
лигонов изменяются от 3 до 30 м, над жилами обычно существуют
желоба. Около жил, шириной от 1 м и более, развиты выпуклые вали-
ки. В желобах скапливается воздушно-сухой эоловый песок и гравий,
которые засыпаются в морозобойные трещины в момент их образова-
ния. Породы СТС в этих условиях имеют очень маленькую влажность,
хотя в многолетнемерзлом состоянии породы льдонасыщены.
Формирование элементарных, практически несжимаемых песчаных
жилок обусловливает проявление деформаций во вмещающих поро-
дах. Слои породы изгибаются вверх как в мерзлой толще, так а СТС.
образуя валики. Жилы шириной до 3—4 м имеют форму, близкую к
клиновидной. При этом степень деформации вмещающих пород около
верхних частей жил наибольшая. Это является характерной особенно-
стью перннчно-песчаных жил. Сами жилы часто обладают вертикаль-
ной полосчатостью, созданной элементарными песчаными 0
личаюшимися по составу, цвету, содержанию льда и др Однако р«д
первично песчаных жил, сложенных очень однородным сухим песком,
не имеет полосчатости (рис. 126). .'пренью
В целом пески, заполняющие ППЖ. отличаются
окат.....стп и сортированное™, свойственной «оловым °^'а ;
Однако лаиные по ископаемы» формам (Goadnk 1973) свалеп
ют о меньшей степени сортарованпоств материала а жилах.
263
ках, слагающих такие эоловые формы, как дюны. Связано это с тем,
что в желобах над жилами скапливается не только песок, но и гравий,
влекомый по поверхности. Наличие неоднородного материала в жело-
бах и клиновидная форма морозобойных трещин обусловливают кон-
Рис. 126. Схема строения пер-
вично-песчаных жил в Антаркти-
де (по Т. Pewe, 1959): / — при-
поднятый край полигона; 2—пер-
вично-песчаная жила; 3 — песок
и гравий со слабой слоистостью;
4— поверхность вечной мерзлоты;
5—слой сезонного оттаивания; 6—
открытая трещина шириной 6 мм;
7—бесструктурный песок; 8— кус-
ки породы, галька; 9 — песок;
10—обвалившиеся песок и галька;
11—обработанные ветром валуны,
галька, гравий
Рис. 127. Блок-диафрагма, показывающая условия развития первично-пес-
чаных жил (I) и сопутствующих структур: повторно-жильных льдов (II)
н песчано-ледяных жил (III). В нижней правой части рисунка приведены
те же структуры после протаивания. Стрелка вверху слева показывает
направление господствующих ветров, белым на поверхности изображен
снег
центрацию более крупных зерен в верхней части элементарных песча-
ных жилок, и тонких — в нижней части. Поэтому для первично-песча-
ных жил характерна вертикальная дифференциация песчано-гравийно-
го материала по крупности.
264
В условиях Антарктиды первично-песчаные находятся в паоа-
генетических ассоциациях с necu>nn ые жилы нах°Дятся в паРа
пьпями (Berp Rlaek 10А7\ п °‘ледяными жилами и жильными
?nJuae когла н опий S’ Песча11°-лвДяные жилы образуются в том
пит проком п nnvг”» °ДЫ -заполнение морозобойных трещин происхо-
ДИрТпяпианнпгп лЕпяИет®одои’ замерзающей и образующей жилки кон-
жел ц да’ Таким образом условия, в которых развиваются
такие жилы, характеризуются меняющимися из года в год увлажнени-
ем поверхности и влажности пород в СТС. Установлено, 'что между
первично-песчаными и чистыми ледяными жилами существует непре-
рывный ряд песчано-ледяных жил, в которых может быть самое раз-
личное соотношение льда и песка. Парагенез указанных полигональ-
но-жильных структур связан с особенностями изменения увлажнения
поверхности (скопления снега зимой, образования или исчезновения
многолетних снежников), и сопутствующих изменений влажности-
(льдистости) пород СТС на разных элементах рельефа и в различных
мерзлотно-фациальных условиях. Парагенез такого рода структур мо-
жет иметь место в пределах единой полигональной решетки. При этом
вид жил зависит от положения полигональных желобов по отношению
к господствующим ветрам. Например, в тех из них, где в ветровой те-
ни скапливается снег, образуются ледяные и песчано-ледяные жилы, а
в тех, из которых он выдувается, — первично-песчаные (рис. 127).
4. Псевдоморфозы по повторно-жильным льдам
Псевдоморфозы по повторно-жильным льдам исследовалнсь-
д И. Москвитиным, А. Гальвицем, В. Зоргилем, Н. Н. Романовским,
т Н Каплиной, В. В. Баулиным, Е. Б. Белопуховой, Л. М. Шмелевым,
V я' Литвиновым и Н. С. Шевелевой. Ф. А. Капляискои и В. Д Тар-
ноградским. А. А. Величко, Ю. А. Лаврушиным. Е. М. Катаетношж
р Влеком, Я. Дыликом, Я. Гоздзнком и многими другим»
интерес к псевдоморфозам со стороны геологов-четвертнчнпко
географов, мерзлотоведов обусловлен тем. что они «л»»™ ““X
ЛЯМИ наличия многолетнемерзлых пород в прошлом
изменений мерзлотной обстановюL ВТОричнымн образованиям»
(рисП,1адОМвОследствие чего °»и “ых’льдо’в Тористй’самиХ'псеыо-
даы?. ёл(Каыма-
Романовский, I960; Р°““,Хёями9 льдами признакам относятся: а)ио-
К общим с повторно-жильными льда и ешеток. соответст-
лигональное расположение тел вплане н Р^Р фГрма в „„„„речном
веющие таковым у жильных льдов, 6) („р„3„ах, который мо-
разрезе; в) отгибание вме=ясходный с: одни»
и песчано-ледяных жил) (Р«- -
знакам, =Х
а) опускание пород, вмещают* вытааван11Н ледяной жил .
2X.KS«"„===“" -м₽вояа,аль;
ценным к си-, или и
Рис. 128. Псевдоморфозы по повторно-жильным льдам: 1— почвенно-растительный слой и гумусированные породы; 2 —суглин-
ки; 3— тяжелые суглинки; 4— супеси; 5 — лёссовидные породы и алевриты; 6—лёссы; 7 — торф; 8—песок и гравий; 9— слои-
стость пород и мелкие сбросы; 10— пустоты в породе; 11— раковины пресноводных моллюсков; /2 — аллохтонные растительные
остатки
| образовавшихся в мерзлой толще CvnnnT= Z
вытаивают небольшие ледяные жили п особенно велико, когда
них типичным является значительная’™^больших Размерах послед-
щения в песках крупных блоков ?ол?п.яТРИ"е 3°? иа₽У“,е’’ий- сме’
щин, по которым происходит смещение я высота (до 1 '»5 “) тРе-
1 30—40 см; смещение, и амплитуда последних до
„ Мас°ш?а6ыНт’аехи\"Л“°СТЬ <"“»»»«. перекрывающих ледяные жи-
'10г>т 6ыть различим. В слоистых от-
Л0Ж п п иплппА У восстановить первичные условия залегания
пород в кровле жилы (рис. 128, III); J
в) сохранение пустот на месте'вытаявших ледяных жил (рис. 128,
IV) или образование жильных тел, выполненных рыхлой породой
(рис. 1-о, V). Пустоты занимают обычно часть вытаявшей жилы льда,
I остальная выполнена вмещающей и перекрывающей породой. Такие
особенности возникают как при оттаивании небольших ледяных жил,
I залегающих под СТС, так и захороненных;
г) образование в рельефе полигональной сети канавообразных уг-
лублений и выполнение их отложениями. Канавообразные углубления
I могут выполняться как неслоистыми (рис. 128, VII), так и слоистыми
-отложениями (аллювиальными или озерными). Во втором случае об-
разуются мерзлотные структуры облекания (рис. 128, VI). Ниже по-
следних обычно имеются линзы переотложенной породы, под которыми
в ряде случаев часто прослеживается узкая жилка или трещина. Этот
вид псевдоморфоз трактуется рядом исследователей (А. И. Попов,
Е. В. Артюшков, А. Г. Костяев) как структуры, возникающие при плот-
ностной конвекции или других диагенетических процессах в слабо ли-
тифицированных осадках. Обнаружение В. И. Соломатиным и
Р. О. Кузьминым (1972) так называемых «структур проседания», пред-
ставляющих собой структуры облекания, ниже которых залегают не-
вытаявшие полностью ледяные жилы, однозначно свидетельствует о
происхождении «мерзлотных структур облекания» как п«ад0*°РФ°'
Сведи мерзлотных структур облекания можно выделить формы, обра
зовавтинеся после полного вытаивания ледяных жи “
да жилы не оттаяли полностью, а в дальнейшем претерпжти^нзметечия
в связи с завершившимся протаиванием остатков жильного льда_
Псевдоморфозы по ПЖЛ могут образовываться в раза» время-
„рп ?аз„ш У— и аГТде pXa^i £
они формируются в период, когда. вследствие иэме-
большие жильные льды, роткОпериодных колебаний климата,
нения фациальных условии илимзротк Р услмия1 продолжаю-
Протаивание ледяных жил может^проп И3„ачальао-Грунто-
щегося морозобойного Ра"₽'™шавня „ этом случае
вых жил (рис. 128, V). ОбР У (сингенетические «земляные жнлы
можно назвать сннгеиет1 о других случаях псевдоморфозы
замещения» no Е. М. ^““ЙеЛоТ^е»»» климата, новы-
образуются как следствие повсемитно ,, и „ развития про-
шения (ср (без перехода^ее через 1.^ залегают , разрезах непер
= =еК в
?6₽чае3рУеЮз™ 'и*протаивании мерзлых толир M—e
С" Псевдоморфозы формирую"» • оттаивании сильно-
ледяные жилы,
?.ТнХ\«м« Оральны. отложения.
267
Поскольку повторно-жильные льды формируются в породах соот-
ветствующего состава и фациальной принадлежности только при опре-
деленных /Ср, постольку по псевдоморфозам возможно не только уста-
новление былого наличия мерзлых толщ, но и получение некоторой:
информации о /Ср пород.
5. Реликты песчано-ледяных жил
Протаявшие и перешедшие в ископаемое состояние песчано-ледя-
ные жилы изучены недостаточно. Известные формы сочетают в себе-
признаки, присущие песчано-ледяным жилам, такие, как значительный-
изгиб слоев залегающих пород вверх, а главное, наличие в теле жилы
эолового материала (рис. 118, 127) с признаками, присущими псевдо-
морфозам по жильным льдам, описанным выше. Поскольку соотноше-
ние трещинно-жильного льда и песка в теле песчано-ледяных жил ме-
няется в больших пределах, степень развития признаков, связанных с
вытаиванием льда, может также существенно изменяться. При малой-
льдистости первичных структур, подверженных протаиванию, исчезает
только вертикальная слоистость, и образующаяся реликтовая структура-
имеет черты, очень сходные с ископаемыми первично-песчаными жила-
ми. В случае оттаивания первично-песчаных жил с большим содержа-
нием льда образуется типичная псевдоморфоза по повторно-жильному
льду с дополнительным признаком — включением эолового песка.
VII-6. ПЯТНА-МЕДАЛЬОНЫ И МЕЛКОПОЛИГОНАЛЬНЫЕ
СТРУКТУРНЫЕ ФОРМЫ
Широкое распространение в области многолетнемерзлых пород
имеют мелкополигональные формы, которые образуются в результате
сочетания следующих процессов: 1) мелкополигонального растрески-
вания, 2) образования закрытых систем в процессе неравномерного
промерзания сезонноталого слоя и 3) развития в закрытых системах
напряжений и деформаций, а часто и разрывов. Мелкополигональное
Рис. 129. Схема образования пя-
тен-медальонов: 1 — многолетне-
мерзлая порода; 2 — промерзшая-
часть сезонноталого слоя; 3 — та-
лая часть СТС, сложенная влаж-
ным тиксотропным грунтом; 4 —
выдавливаемый на поверхность
разжиженный грунт, образующий
пятно-медальон; 5 — маленькие
ледяные жилки в нижних частях
трещин
растрескивание, с расстоянием между трещинами от 30—40 до 1—3 м,
охватывает обычно породы СТС супесчано-суглинистого состава. Тре-
щины могут возникать в результате усыхания пород, но чаще, видимо,
имеют морозобойную природу или развиваются как в результате усы-
хания (летом) и морозной усадки (зимой). Развитие трещин предопре-
деляет неравномерное осеннее промерзание пород в полигонах
(рис. 129). В результате в центральных частях полигональных блоков
образуются замкнутые системы талого грунта, в которых при промерза-
нии резко возрастает гидростатическое давление вследствие увеличения
объема замерзшей породы. Нарастание давления приводит к тому, что
2G8
тиксотропный влажный грунт внутри блоков переходит в пластично-
текучее состояние. Часто он прорывает мерзлую корку на поверхности
и расползается вокруг прорыва в виде глинистого пятна.
Рис. 130. Пятна-медальоны на севере Якутии. Фото Н. Н. Романовского
то возникают бугры, представляющие собой различные формы диффе-
ренциального пучения. В таких мелкобугристых формах первичная сло-
истость нарушена, а в разрезах видны разнообразные изгибы, вздутия,
и другие деформации, называемые в литературе морозными смещения-
ми, инволюциями и криотурбациями.
В породах глинистого состава с включениями крупнообломочного
материала при промерзании мелкополигональных замкнутых систем
наряду с развитием гидростатического давления происходит дифферен-
циальное выпучивание каменного материала по схеме, показанной на
рис. 106, IV и V, и концентрация его на периферии полигонов. В ре-
зультате образуются различные пятна-медальоны с бордюром из щеб-
нистого материала, «каменные кольца» и «венки» и другие структурные
формы (рис. 131).
VII-7. КРИОГЕННЫЕ СКЛОНОВЫЕ ПРОЦЕССЫ
В области многолетнемерзлых пород и глубокого сезонного промер-
зания склоновые процессы приобретают определенную специфику. На
крутых склонах благодаря криогенному выветриванию интенсифициру-
ются процессы разрушения скальных и полускальных пород, их обва-
ливание и осыпание. На водораздельных поверхностях и в верхних
частях склонов наряду с выветриванием происходит интенсивное выпучи-
вание каменного материала (см. VII-2). Одним из следствий этого про-
цесса является разрушение растительного покрова. Это, в свою оче-
редь, приводит к интенсивному подповерхностному вымыванию вода-
ми СТС мелкозема, образованию на склонах остаточного горного делю-
вия—перлювия (Гравис, 1969; Каплина, 1970). На склонах гор широкое
распространение имеют различные формы скоплений каменного ма-
териала, многие из которых имеют признаки движения. К числу их.
относятся формы, которые в литературе называются «каменными рос-
сыпями», «каменными реками», «каменными потоками» и курумами.
Курумы и другие формы движения крупнообломочных образований
на склонах созданы комплексом процессов, часть из которых имеют
криогенную природу. На начальных стадиях их развития важную роль-
в движении пород на склонах играет выпучивание каменного материа-
ла, а в последующем — процесс криогенной десерпции, описанный ни-
же. В крупнообломочных образованиях на склонах летом происходиг
активная конденсация влаги. К осени эти породы в СТС обычно ока-
зываются дренированными. Весной, в период снеготаяния, талые воды,,
инфильтруясь в крупнообломочные образования, замерзают, в резуль-
тате чего образуется так называемый «гольцовый» лед. Формирование
гольцового льда наиболее активно идет в суровых мерзлотных услови-
ях и играет важную регулирующую роль в стоке поверхностных вод.
Следствием этого процесса в горах, где каменные россыпи развиты на
больших площадях, бывает уменьшение высоты летнего паводка на ре-
ках, а следовательно, и относительное сокращение мощности аллювия.
Таяние гольцового льда уменьшает темп и глубину оттаивания пород
в СТС и наряду с конденсационными и инфильтрующимися атмосфер-
ными водами способствует развитию суффозии мелкозема из глыбово-
щебнистых образований, а также переувлажнению склоновых отложе-
ний, лежащих ниже каменных россыпей, курумов и т. д.
Гольцовый лед обычно находится и ниже подошвы СТС, где его
образование, видимо, связано со временем, следующим после периода
максимального многолетнего оттаивания. Резкие увеличения глубин-
СТС в наиболее теплые или наиболее дождливые годы могут приводить
270
Рис. 132. Схема криогенной десерпция. Пока-
зан путь движения частниы т при пучении н
осадке
частиц породы вниз по склону за
К ПрОТаИВаШПО МНОГОЛСТНегп га„ь
ведет к резкой активизации дв™™».°Г° 'п>ла; чт°’ в ™ очередь
склонах. Как указывает В П Сол™ кРУп"°°бл°“°чиых отложен?» ва
ходит также „ „ри сейсмически™™^ акЛт"’ац"» «УРУмов ироне
движения материала в курумах Л,? В о6ычные годы скорости
незначительны, причем механизм ™Х ПОТО|,а1>. видимо, весьма
..... "".рок.,., развитие недостаточно
кие склоновые процессы, СТС и СМС- "меют та.
шедшие наиболее полное освещение в ™^™ерЛт"Яи “а‘
Л. А. Жигарева (1967) Г d> Ие В работах т- Н. Каплиной (1965) I
Грависа (1969), В. Л.’ Сухо- —
дровского (1967), А. Уошбоп-
на (1967, 1969). Р
Криогенной дсссрпцией
(сползанием) называется про-
цесс, сущность которого заклю-
чается в том, что пучение по-
род при их промерзании па
склоне происходит по нормали
к последнему, а движение при
оттаивании под действием си-
лы тяжести — по вертикали
(рис. 132). В результате цикла
промерзания—оттаивания час-
тица породы (т), лежащая на
поверхности, оказывается пе-
ремещенной вниз по склону на
некоторое расстояние тхт3. Из
рисунка видно, что смещение . ____ __ ______J
один цикл уменьшается от поверхности к подошве слоя сезонного-
оттаивания. Сползание вниз тем сильнее, чем больше величина
ежегодного пучения и угол наклона склона а. Криогенная де-
серпция является одной из разновидностей медленного сползания
отложений на склонах, связанного с периодическим увеличени-
ем и уменьшением объема приповерхностных слоев породы под дейст-
вием изменений их температур, влажности и т. д., описанного В. Дэ-
висом (1899) под названием «крип».
В разных по составу и влажности породах криогенная десерпция
развивается по-разному. Так, Л. А. Жигарев указывает, что этот про-
цесс слабо должен проявляться в отложениях, обладающих структур-
ным сцеплением, где частицы породы в СТС не могут свободно сме-
щаться вниз под действием силы тяжести, а возвращаются на место,
которое они занимали до цикла пучения —осадки. Частицы породы,
лежащие на поверхности (комочки суглинка, мелкие камни и др.), в
районах с суровым континентальным климатом перемещаются под дей-
ствием «стебелькового льда», образующегося под ними в холодные но-
чи и оттаивающего днем. В течение года таких циклов может быть
много В результате смещение частиц породы может быть значитель-
ным и составлять от 2,5 до 70 см/год. Анализ имеющихся в литературе
материалов привел Т. Н. Каолину (1965) к выводу о том. что криоген-
пая десерпция приводит к максимальному смещению материала при-
поверхностных слоев пород на склонах, в то время как в более,глубо-
них горизонтах можно только предполагать наличие этого процесса.
Солифлюкцией называется пластично-вязкое или вязкое течениеуа-
лажнепных “рунтоаых масс на склонах в слоях сезонного промерзании
271
или сезонного оттаивания. Факторами, определяющими возможность
развития солифлюкции, являются: 1) наличие супесчано-суглинистых
пылеватых отложений, часто с включением обломочного материала-
2) высокая влажность отложений, приближающаяся к пределу текуче-
сти или превышающая его, и 3) наличие уклонов, обеспечивающих те-
чение увлажненных пород (обычно от 3 до 10—15°). Чаще всего раз-
личают медленную и быструю солифлюкции.
Медленная солифлюкция развивается наиболее часто при наличии
мерзлого субстрата, выполняющего роль криогенного водоупора и спо-
собствующего переувлажнению пород сезонноталого слоя. Слабее и ре-
же этот процесс проявляется в слое сезонного промерзания. В процес-
се сезонного протаивания льдонасыщенных дисперсных отложений по-
следние утрачивают на некоторое время структурное сцепление и пе-
реходят в вязко-пластичное состояние. Пластично-вязкая деформация
в породе начинается, если т>тДл+сгдл, где т — касательные напряже-
ния; ТдЛ — длительное сопротивление пород сдвигу, кг/м2; адл — дли-
тельное сопротивление дернового покрова на разрыв. В свою очередь
T=y-g'-sina, где у — объемный вес породы; — мощность оттаявшего
слоя на момент начала развития солифлюкции; a — угол склона.
Таким образом, солифлюкция легче проявляется при отсутствии
наземного растительного покрова или когда этот покров несомкнут, на-
рушен трещинами. Для развития солифлюкционного течения необходи-
мо, чтобы мощность сезонноталого слоя достигла некоторой критичес-
кой величины I', условно называемым «слоем формосохраняемости».
В зависимости от состава и влажности пород мощность такого слоя
изменяется от 30 до 70 см. Поэтому солифлюкция во времени начи-
нается не с момента начала сезонного оттаивания пород, а позже. При
малых мощностях СТС, соответствующих арктическим умеренно-кон-
тинентальным, континентальным и резкоконтинентальным типам сезон-
ного оттаивания, даже в дисперсных пылеватых отложениях, обладаю-
щих высокой влажностью, солифлюкция практически отсутствует.
В этом случае развито медленное площадное сползание пород и их де-
лювиальный смыв. Вязко-пластическое течение пород при оттаивании
происходит ниже «слоя формосохраняемости», причем наибольшее сме-
щение за сезон испытывают верхние слои, а с глубиной к подошве СТС
смещение уменьшается. В период сезонного промерзания СТС соли-
флюкционное движение приобретает иной характер, связанный с раз-
витием в системе криогенного гидростатического давления, которое при-
водит к выдавливанию вниз зажатой между мерзлыми слоями водона-
сыщенной породы, теряющей структурное сцепление.
Медленная солифлюкция в зависимости от изменения формы скло-
нов, состава пород в СТС, их увлажненности идет с неодинаковой ин-
тенсивностью. На участках, где процесс протекает быстрее, отток веще-
ства в СТС больше, возникают понижения, переходящие вниз по скло-
ну в потоки, оканчивающиеся солифлюкциоиными «языками» с выра-
женными фронтальными уступами. При большой ширине потока усту-
пы формируют солифлюкционные террасы. Разрезы таких террас
(рис. 133) свидетельствуют о натекании вязко-пластичного материала
на почвенно-растительный покров и его захоронение. На фронтальных
уступах таких террас глубины СТС обычно больше, а влажность пород
и их подвижность меньше, чем на их поверхности (Качурин, 1939; Жи-
гарев, 1967). У подножиев солифлюкционных склонов происходит ак-
кумуляция дисперсного материала и образуются солифлюкционные или
делювиально-солифлюкционные покровы. Скорости движения при мед-
ленной солифлюкции обычно не превышают нескольких сантиметров
272
в год. Скорости могут существенно возрастать в результате резкого
увеличения глубин сезонного оттаивания или пересыщения СТС в ре-
зультате длительного выпадения дождей. В обоих случаях существенно
увеличивается собственный вес пород в СТС и их подвижность.
Рассмотренный выше процесс Г. Ф. Гравис называет аморфной со-
лифлюкцией. Помимо этого он выделяет структурную солифлюкцию.
Структурная солифлюкция бывает развита на склонах, где £От превы-
шает 50—80 см, породы в СТС переувлажнены, изначально разбиты
морозобойными и диагенетическими трещинами и промерзают осенью
неравномерно. Последнее приводит к тому, что переувлажненная грун-
Рнс 133. Строение солифлюкционной террасы в Усть-Бельских гопах на 4vkot-
иепогоебеш«ыёР?ппЛ°.ПО Л’ А’ Цареву, 1967>: 1 ~ растительно-торфяной стой
', ™ торфяные прослойки; 2 — суглинок средний зеленовато-серый; 3 —
суглинок легкий коричневато-серый; -/ — суглинок легкий темно-серый с зелено-
ватым оттенком; 5—суглинок легкий, песчанистый, коричневато-серый; S—ле-
дяные прослойки; 7 —граница протаивания отложений 10 июля 1960 г.
товая масса частично выжимается на поверхность и частично переме-
щается вниз в непромерзшей части СТС. На поверхности происходит
оплывание выдавленной грунтовой массы. В результате на склонах об-
разуются цепочки вытянутых пятен-медальонов, наплывающих друг на
друга. Сливаясь, они образуют солифлюкционные полосы шириной
0,5—1,5 м, окаймленные бордюром из дернины или грубообломочного
материала. Структурная солифлюкция может развиваться даже при
очень малых уклонах — до 1—3°.
Медленная солифлюкция является мощным агентом денудации.
Она играет существенную роль в транспортировке обломочного мате-
риала и тяжелых минералов в долины рек и ручьев, способствуя обра-
зованию в них россыпных месторождений полезных ископаемых.
Быстрая солифлюкция развивается обычно на достаточно крутых
склонах (не менее 10—15°), сложенных пылеватыми супесями и су-
глинками. Обычно быстрые солифлюкционные сплавы носят катастро-
фический, но локальный характер, причем скорости движения материа-
ла изменяются от первых до нескольких десятков метров в сутки.
Сплывы развиваются как в пределах слоя сезонного оттаивания, так и
в слое сезонного промерзания пород, обладающих высокой льднстостью
и увлажненных в момент сплывания выше предела текучести. В слое
сезонного промерзания сплывы обычно образуются в весеннее время,
когда еще не полностью оттаял сезонный криогенный водоупор. Белое
сезонного оттаивания возникновение сплывов возможно в течение все-
го летнего сезона. Часто они бывают связаны подрезанием склонов ре-
273
18 Зак. 98
ками, озерами „ли морем (рис. 134), а также с переувлажнением пород
СТС в результате длительного выпадения дождей. Широко известны
случаи, когда быстрая солифлюкция на склонах возникает в наиболее
теплые годы, когда сезонное оттаивание пород достигает многолетнего
максимума и в талое состояние переходят верхние слои мерзлой толщц,
обладающие очень высокой льдистостыо. В этом случае одновременно
со сплывами образуются оползни скольжения, представляющие собой
различные по площади ненарушенные глыбы пород, слагавшие верх-
Рис. 134. Быстрый солифлюкционный сплыв пород при оттаивании сильно-
льдистых отложений с сингенетическими повторно-жильными льдами
(о-в Б. Ляховский). Фото Н. Н. Романовского
нюю часть сезонноталого слоя мощностью до 0,5—1 м. Плоскостью»
скольжения для них служит верхняя поверхность мерзлых пород.
Сплывы и оползни скольжения, часто развивающиеся в бортах
карьеров, дорожных выемок и на склонах насыпей, требуют специаль-
ных инженерных мероприятий для борьбы с ними.
VII-8. ТЕРМОКАРСТ
Термокарстом называется процесс, связанный с вытаиванием под-
земных льдов и сопровождающийся просадками земли, что, в свою оче-
редь, обусловливает появление отрицательных форм рельефа или мик-
рорельефа (рис. 135).
Изучением термокарста занимались М. И. Сумгин, С. П. Качурин,
В. А. Кудрявцев, П. А. Соловьев, С. В. Томирдиаро, Ф. Э. Арэ,
Ю. Т. Уваркин и др. Термокарстовые процессы имеют важное значение
при хозяйственном освоении территории криолитозоны. Иногда даже
небольшие нарушения естественных условий приводят к бурным прояв-
лениям термокарста. Воздействие этого процесса на инженерные со-
оружения часто носит катастрофический характер и требует специаль-
ных мероприятий для их предотвращения.
274
текстурообразующего льда в пыЛк Дв мономинеРяльиых залежей или
льдистость породы обычно ппГпк ЛЫХ отложениях- В последнем случае
состоянии; Р ° превышает ее полную влагоемкость в талом
б) глубина
вышать глубину
той породы;
сезонного или многолетнего протаивания должна пре-
залегания залежи подземного льда или сильнольдис-
Рис. 135. Бессточное термокарстовое озеро в Центральной Якутии,
образовавшееся после вырубки леса. Фото К. А. Кондратьевой
в) возникающая при оттаивании льда вода должна отфильтровы-
ваться вверх, а талая кровля проседать, заполняя образующуюся по-
лость (или полости) и создавая на поверхности понижение. В против-
ном случае в массиве пород на месте вытаявших ледяных тел остаются
пустоты, не проявляющиеся в рельефе, т. е. не создающие термокарсто-
вых форм.
В области многолетнемерзлых пород подземные льды и высоко-
льдистые четвертичные отложения залегают обычно непосредственно
под СТС. В особой мере это относится к аккумулятивным поверхностям
в пределах III, IV и V мерзлотно-температурных зон. Поэтому причи-
ной развития термокарста в этих зонах служит увеличение глубин се-
зонного оттаивания, которое может быть обусловлено изменением раз-
личных факторов и условии природной среды (см. гл. VI).
В. А. Кудрявцевым (1958) показано, что процесс развития термо-
карста по-разному протекает в случае стока из термокарстового пони-
жения воды, образующейся при вытаивании подземных льдов или при
зарождении бессточного термокарстового озера.
В том случае, когда вода удаляется из понижения, термокарст но-
сит затухающий характер вследствие того, что температурный режим
275
18*
на поверхности пород изменяется в основном в соответствии с ходом
теплообмена на поверхности. При похолодании такой термокарст пре-
кращается. Кроме того, минеральные включения во льду или органо-ми-
неральная часть оттаивающей мерзлой породы, накапливающиеся в
СТС, постепенно приводят к увеличению мощности этого слоя до вели-
чины, большей максимального многолетнего значения. При наличии сто-
ка термокарст быстрее затухает при оттаивании относительно мало-
льдистых отложений по сравнению с высокольдистыми или мономине-
ральными залежами подземного льда. Если отложения СТС эродиру-
ются, выносятся водой, то вытаивание подземных льдов может возоб-
А Б В
Рис. 136. Зональные изменения глубин водоемов и мощности СТС дон-
ных отложений при /д=0°С. Огибающие температурных кривых по-
строены для условий мерзлотно-температурных зон: А — I—II; Б —
III—IV; В —V
новиться и прогрессивно развиваться. В этом случае термокарст обыч-
но переходит в процесс термоэрозии (см. гл. VII-9).
При зарождении бессточного термокарстового понижения (рис. 136)
процесс развивается иначе. Появление воды в понижении приводит к
повышению температуры поверхности пород дна водоема /д (см. VI-5),
что, в свою очередь, обычно обусловливает увеличение глубины СТС.
При вытаивании мономинерального ледяного тела мощность талых от-
ложении над ним (йт) остается практически неизменной. При этом ус-
ловии продолжающиеся термокарстовые просадки и увеличение глуби-
ны озера вызывают повышение /д и £От. которые, в свою очередь, обус-
ловливают прогрессивное развитие термокарста, продолжающееся до
полного вытаивания залежи подземного льда. После этого глубина тер-
мокарстового понижения перестает увеличиваться, и температурный ре-
жим донных отложений определяется глубиной озера и климатом рай-
она. Он изменяется только в связи с изменениями последних.
Как показал В. А. Кудрявцев (1958), прогрессивное развитие тер-
мокарста при вытаивании моиоминеральных залежей подземного льда
под бессточными термокарстовыми водоемами (при ft=const) возмож-
но в любых, даже самых суровых геокриологических условиях.
Наиболее часто термокарст развивается по льдистым отложениям
или многолетнемерзлым породам, представляющим систему, состоя-
щую из льдистых отложений и моиоминеральных ледяных тел (напри-
мер, полигональные системы с повторно-жильными льдами). В этом
случае при зарождении и развитии термокарста, с одной стороны, про-
исходит увеличение глубины озера, а с другой — возрастает мощность
слоя талых отложений йт над еще непротаявшими льдистыми порода-
ми. С повышением льдистости отложений увеличивается удельная теп-
ловая осадка при оттаивании, а следовательно, быстрее растет (на
единицу мощности слоя оттаивающей мерзлой толщи) глубина термо-
карстового озера и уменьшается скорость образования Лт. Напротив,
с уменьшением льдистости будет возрастать доля талых отложений в
кровле протаивающих пород и уменьшаться скорость возрастания глу-
276
бины термокарстового озера. Эта особенность протаивания льдистых
отложений под термокарстовыми водоемами определяет различия в
проявлении этого процесса как в разных мерзлотно-температурных и
климатических условиях, так и на неодинаковых по льдистости много-
летнемерзлых породах. При оттаивании льдистых пород возможно как
прогрессивное развитие озерного термокарста, когда температура дон-
ных отложений повышается, переходит через 0°, а процесс продолжает-
ся до полного оттаивания льдистых пород, так и его затухание. При
этом отрицательная темпе-
ратура донных отложений
под термокарстовым водое-
мом сохраняется вследствие
достижения равенства меж-
ду глубиной сезонного отта-
ивания £от и hr.
В каждом конкретном
случае оценить возможность
развития озерного термокар-
ста и динамику этого про-
цесса можно, анализируя со-
отношение увеличения глу-
бины озера, динамики тем-
пературного режима на по-
верхности донных отложе-
ний (см. гл. VI-4), глубины
их оттаивания и увеличения
мощности сезонноталой кро-
вли над протаивающими
льдистыми отложениями.
При прочих равных услови-
ях, чем выше льдистость
многолетнемерзлых пород,
тем при менее суровых мерз-
лотных и климатических ус-
ловиях в результате увели-
чения глубин СТС возможно
возникновение прогрессивно-
го термокарста под образую-
Рнс. 137. Положение границ между зонами воз-
можного прогрессивного и затухающего озерного
термокарста в зависимости от льдистости (i) от-
таивающих отложений. Л — зональные изменении
глубин водоемов (hB) и §0» под ними при G=
= —(ГС; Б — изменения мощности слоя талых от-
ложений, образующегося при формировании тер-
мокарстовых водоемов соответствующей глубины,
на мерзлых породах с разной льдистостыо (t):
I — вода; 2 — отложения СТС, существовавшего
в субаэральных условиях до начала термокарста-.
3 — часть 5от, образующаяся под водоемами; 4 —
граница между зонами возможного прогрессив-
ного и затухающего термокарста, когда а®»—“»
(стрелка направлена в сторону последнего): 5—
7 — мощность талого слоя, возникающего при об-
разовании термокарстового водоема соответствую-
щей глубины на породах определенной льдисто-
сти (5—1г. 6 — й; 7 —й при ц<и<11)
щимися водоемами.
Поясним это положение. С юга на север, т. е. зонально, глубина
водоемов, при которой температура донных отложений (Гд) переходит
через 0°, увеличивается. Оценка отепляющего влияния мелких водое-
мов (VI-4) показывает, что в условиях Сибири с юга на север пони-
жается главным образом температура воды в летнее время. Зимой тем-
пература поверхности водоема (льда) — /п. в понижается зонально су-
щественно слабее (рис. 137). Связано это с уменьшением континенталь-
ности климата и увеличением его суровости при приближении к
акватории полярного бассейна. Амплитуда колебаний температур на по-
верхности донных отложений (прн/п=0) уменьшается с увеличением глу-
бин водоемов. Вследствие этого зонально уменьшается go» донных отложе-
ний. Таким образом, под термокарстовыми озерами в пределах аркти-
ческих тундр при одних и тех же /д глубины сезонного оттаивания бу-
дут существенно меньше, чем в более южных природных зонах. Ука-
занные зональные особенности изменения йв и £О1 отражены в верхней
части рис. 137. На последнем видно, что слой сезонного оттаивания
277
ПОД дном термокарстовых водоемов включает в себя породы, прежде
слагавшие СТС в субаэральных условиях, и образования, возникающие
при протаивании льдистых многолетнемерзлых пород. В нижней части
рис. 137 показаны мощности талых слоев Лт, которые сформируются на
породах различной льдистости, если при их протаивании возникнет во-
доем соответствующей глубины. Из сравнения значений £от в верхней
и Лт в нижней частях рисунка следует, что природные границы между
затухающим и прогрессивным озерным термокарстом (когда £От=/1т)
для пород менее льдистых должны находиться южнее, чем для пород
с большей льдистостыо.
Указанные особенности развития термокарста на льдистых отложе-
ниях обусловливают устойчивое существование мелких (до 1 —1,2 м)
термокарстовых озер, донные отложения которых сезонно оттаивают,
в северных частях Западно-Сибирской низменности, на приморских
низменностях севера Якутии и на арктических островах. Ниже СТС под
такими озерами залегают высокольдистые аллювиальные пойменные,
гласные и другие отложения. При осадконакоплении донные отложения
в них промерзают сингенетически. В днище мелких термокарстовых во-
доемов могут расти повторно-жильные льды и образовываться полиго-
нально-валиковый микрорельеф. В южных частях указанных низмен-
ностей на таких же по составу, криогенному строению и льдистости от-
ложениях существуют условия для прогрессивного развития термокар-
стовых озер и температура донных отложений последних положи-
тельная.
В историческом аспекте геокриологическая зональность существен-
но изменялась (см. гл. XI). В более суровые эпохи озерный термокарст
не мог развиваться там, где в настоящее время на соответствующих
типах многолетнемерзлых льдистых отложений он прогрессивно разви-
вается. Напротив, в более теплые эпохи происходило образование глу-
боких термокарстовых озер там, где они в настоящее время не возни-
кают. Значительная часть крупных, глубоких (/д>0°) термокарстовых
озер, существующих в настоящее время в пределах V мерзлотно-тем-
пературной зоны, возникли в периоды потеплений, в менее суровых
геокриологических и климатических условиях.
Искусственное или естественное уменьшение глубины термокар-
стовых озер, а тем более их осушение приводят к ослаблению или пол-
ному затуханию термокарста. Поэтому более благоприятные для раз-
вития термокарста условия имеют место в избыточно влажном климате
по сравнению с климатом засушливым. В первом случае глубина тер-
мокарстовых озер может быть больше, чем та глубина, которая обес-
печивается выходящей на поверхность водой от оттаявшего подземного
льда. Уменьшение глубин или осушение таких озер происходит в ре-
зультате дренирования их речной сетью. На их месте образуются озер-
но-термокарстовые котловины, называемые в Якутии «аласами», а в
Западной Сибири «хасыреями». В районах с засушливым климатом,
где испарение с поверхности превышает количество выпадающих осад-
ков, часто возникают бессточные термокарстовые котловины, глубина и
площадь озер в днище которых уменьшается, а подозерные талики про-
мерзают. Многочисленные высыхающие термокарстовые озера известны
в Центральной Якутии (Ефимов, 1944; Соловьев, 1959; и др.).
Из изложенного выше следует, что под термокарстовыми озерами
может устойчиво существовать как СТС (при /д ниже 0°С), так и та-
лики (при /д выше 0°С). Мощность подозерного талика и его размеры
в плане зависят от величины озера, времени его существования, рас-
пределения температур донных отложений по площади. Если озеро
278
ад,,ом мкте ~ «“">• ™ конфигурация
Г.лмсртР6пт1 мггиитп Р’’обретает стационарную, конечную форму. Она
Хипш^мепчлптиА 1 П° МеТ0ДУ Д- В- Релозубова (Редозубов, 1966;
СХппы пГ UA пР°пюза, 1974). В этом случае под озерами, раз-
МеР попа" П° коР°™ой ос” превышает удвоенную мощность много-
детнемерзлой толщи, образуются сквозные талики. Отсутствие сквозно-
го талика в этом случае свидетельствует о том, что процесс образова-
нпя талика не завершился. Время существования термокарстового озе-
ра может быть приближенно оценено по формуле Стефана (гл. IV), ес-
ли известны мощность несквозного подозерного талика и повышение
нижнеи границы мерзлой толщи под озером по сравнению с окружаю-
щими участками.
При размерах термокарстовых озер меньше удвоенной мощности
мерзлой толщи формируются несквозные подозерные талики.
Термокарстовые процессы начинаются и происходят не только в
результате увеличения £от, но и вследствие общей деградации мерзлых
толщ. В этом случае вытаиванию подвергаются залежи подземных
льдов и льдистые отложения, залегающие существенно ниже подошвы
СТС. При этом термокарстовые формы могут возникать на поверхно-
стях, где внешние проявления существования подземных льдов или
льдистых толщ отсутствуют.
Формы термокарстового рельефа и микрорельефа существенно за-
висят от того, какие типы подземных льдов и льдистых отложений под-
вергаются оттаиванию (Качурин, 1961). Термокарст по аллювиальным,
делювиальным и другим отложениям с мощными с сингенетическими
повторно-жильными льдами при отсутствии стока приводит к образо-
ванию разных по размерам, но достаточно глубоких (от 3—6 до 10
20 м) термокарстовых озер, при миграции или осушении которых обра-
зуются аласные котловины. На склонах возвышенностей, сложенных та-
кими образованиями, при благоприятных условиях стока Ф°Р«ИР>,°ТСЯ
•байджерахи, представляющие собой останцы пород, вмещающих выта
явшие ледяные жилы (рис. 138). __,ПП1_Ц.1Ы япасным
Ппи теомокарсте без стока по льдистым аллювиальным, .
„ др”оже ням с е»==
льдами, образуются мелкие озера гзуб шой от 0 5 Д0^4 таии
размеров с прямоугольными очертания мн оер го ^ледама полвго-
озер формируются lle“2'®oh днищах. Термокарст при наличии
налитого блочного рельефа наю. дни« и остаточных по-
лигона'льны^бугристых^'форм^чб^гров ^могнльанков», бутристо-заов-
Д“"^°от=Ь^
без жильных льдов при отсу мягввыв очертаниями Сере
разнообразных по форме иУ ₽ образуются в связи с протай
гоп. При этом ““"^'^“сеГпег^нониых и инъекционных льдов,
ванием крупных линзI иобразования развиты в
Наиболее широко термокарстовы и рыхлыми, особенно пы.ывакь
кумулятивных поверхностей, сложен.Поэтому ареной najito-
ГдЛеГХ““Лз-™
сов, современных и др 279
логическими условиями (III—V мерзлотно-температурные зоны) и
вблизи южной границы криолитозоны и за ее пределами, где сущест-
вуют реликтовые формы. Различия эти обусловлены следующим: 1) Ге.
незис, степень развития залежей подземных льдов и строение льдистых
отложений, как эпигенетически, так и сингенетически промерзших, име-
ют зональные особенности (гл. VIII); 2) начало развития термокарста
на севере (в пределах IV—V мерзлотно-температурных зон) связано
главным образом с изменением глубин СТС, а на юге (во II—I мерз-
уоап
Рнс. 138. Взаимоотношение термокарстового озера, аласных котловин и до-
лины небольшой реки на Яно-Инднгирской низменности: 1 — комплекс отло-
жений древней озерно-аллювиальной равнины с сингенетическими повторно-
жильными льдами; 2 — таберальные отложения термокарстового озера; 3 —
собственно аласные озерно-болотные отложения с жильными льдами; 4 —
аллювиальные отложения; 5 — повторно-жильный лед; 6—вода; 7—граница
многолетнемерзлых пород
лотно-температурных зонах) в большей степени с многолетним протаи-
ванием (деградацией) мерзлых толщ; 3) степень протаивания подзем-
ных льдов изменяется зонально. Так, на севере, даже в районах с очень
широким развитием процесса термокарста, последний не охватывает все
залежи подземного льда и льдистые отложения. Всегда остаются по-
верхности, не подвергавшиеся этому процессу, особенно те, на которых
существуют благоприятные условия стока. Например, в силу этого об-
стоятельства долины небольших рек на приморских низменностях Яку-
тии оконтурены «полосами» останцов отложений древней озерно-аллю-
виальной равнины с мощными сингенетическими жильными льдами.
Термокарстовые озера и плоские обширные поверхности аласов, воз-
никшие вследствие протаивания последних при неблагоприятных усло-
виях поверхностного стока, отделены этими хорошо дренированными
останцами от долинной сети (см. рис. 138). В результате наблюдается
своеобразная криогенная инверсия рельефа (Романовский, 1961).
На юге, вблизи южной границы и особенно вне криолитозоны, при
повсеместной деградации мерзлых толщ протаивали все типы льдов и
льдистых отложений вне зависимости от условий их залегания. Бла-
годаря этому участки рельефа, образованные малольдистыми отложе-
ниями, оказались как бы приподнятыми над протаявшими и просевши-
ми формами, сложенными прежде льдистыми породами и подземными
льдами. Произошла посткриогенная инверсия рельефа, на которую об-
280
ращали внимание многие сопотгинл
И. я. Баранов, В. В. Баулин н щ ) "'следователи (М. В. Бойцов,
геоморфологичреки™5роХ"'и^^Т1^'еРаТУР"“Х аоиах "а ₽аз,,ых
которые формировались как а уело,” ?Т“ -”рев"ег° ™Р>'»«арста,
толщ, так и локального протанващш АХ “егРаяа“ип иеРалых
товые термокарстовые фоСмьГане"SL™Т ''‘"ТЬ ' В"ДУ' "Т° Р'Л“К'
'лых толщ являются ™атеХе°Га^ ”РЗ-
VII-9. ТЕРМОАБРАЗИЯ И ТЕРМОЭРОЗИЯ
Морские, речные и озерные воды оказывают на берега, сложенные
I многолетнемерзлыми породами и подземными льдами, как механичес-
кое, так и тепловое воздействие. В результате воды не только размы-
вают мерзлую породу, но оттаивают содержащийся в них лед, а также
транспортируют и переотлагают продукты разрушения берегов.
Термоабразия активно проявляется на берегах арктических морей,
I термокарстовых озер и искусственных водохранилищ, сложенных льдис-
тыми многолетнемерзлыми отложениями. Процесс особенно активен, ес-
ли в берегах обнажаются отложения с сингенетическими повторно-
жильными льдами. Вследствие теплообмена с водой мерзлые породы
быстро оттаивают. Оттаявший слой постоянно оплывает, обнажая мерз-
лую породу, что делает возможным ее непосредственный контакт с во-
дой и быстрое разрушение. В основании берегов обычно образуется
волноприбойная ниша, с нависающими над ней блоками мерзлых пород.
Последние отрываются от берега главным образом по ледяным жилам
и морозобойным трещинам. Обрушившиеся блоки размываются волна-
ми. В результате поддерживается большая крутизна береговых усту-
пов, что способствует их быстрому разрушению. Например, скорость
разрушения берегов Новосибирских островов достигает 10—1- м в год.
В Анадырской низменности скорость термоабразионного разрушения
берегов термокарстовых озер, по данным С. В. Томирдиаро. дост
7—8 м в год Это определяет быстрое перемещение озер, нх миграцию.
Направления и скорости разрушения мерзлых берегов озерам» „
многом определяются направлениями ветров, криогенным
льдистостью слагающих берега пород Хоко р “з
низменностях Северо-Востока СССР и Северной Америку
виты ориентированные термокарсто Р . вследствие того,
тянуты в направлении господствующих лет"Хр’ннА берег. Нав-
ито более быстрому разрушению в' д р тые берега, сложенные вы-
болев интенсивно РазИ™а”тсяак0„ец чем’больше глубина озера у под-
сокольдистыми "°Р°дам",’термоабразионное разрушение по-
минаемого берега, тем быс р ВД* 0 Р ах глубиной до 1-1,5 м. дон-
следнего. В мелких. терл° ара в многолетнемерзлом состоянии, чер-
ные отложения кот?рых "“Хблеиа или отсутствует вовсе.
моабразия низких беРег0® ’ воеменными водотоками, ручьями и река-
Тсрмоэрозня Разл™“М”звктие Временным водотокам и ручья»
ми имеет весьма широкое р ерие преимущественно донной
свойственно лифференииальн0 q ₽токн закладываются по системам лов-
термоэрозии. Наиболее чег0 онп имеют ступенчатые, прямо
" ’°™
берега. ,,„„„гть терчоэрозионных процессов определяется
На *»к тс,ев"ю' ру
ориентировкой оер
транспортирующей возможностью реки, льдистостыо и строением пород
берегового уступа. На участках, где течение направлено в сторону бере-
га, вследствие чего образуется эрозионная ниша, разрушение послед-
него обычно имеет блоковый характер и происходит с большой ско-
ростью, достигающей 8—10 м в год. Но через несколько лет направле-
ние течения меняется, река перестает подмывать берег и термоэрозия
прекращается полностью. В целом реки области многолетнемерзлых
пород, несмотря на быстрое термоэрозионнос воздействие на берега на
отдельных участках, проявляют свою деятельность в узкой полосе.
Максимальную транспортирующую возможность реки имеют только в
короткие периоды половодий. Поэтому термоэрозия речных берегов но-
сит существенно меньшие масштабы, чем термоабразия берегов озер
и особенно берегов морей полярного бассейна, которая привела к обра-
зованию в голоцене обширного шельфа на месте плейстоценовых низ-
менных равнин, сложенных высокольдистыми сингенетически мерзлыми
отложениями.
Глава VIII
ФОРМИРОВАНИЕ И РАЗВИТИЕ МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ ТОЛЩ
ГОРНЫХ ПОРОД
VIII-1. ОСНОВНЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ ТЕОРИИ РАЗВИТИЯ
МЕРЗЛЫХ ТОЛЩ ГОРНЫХ ПОРОД
1. Краткий очерк развития представлений о генезисе
мерзлых толщ до 1950 г.
Закономерности развития многолетнемерзлых пород аналогичны,
но не идентичны закономерностям развития сезонного промерзания и
протаивания. Разница между ними заключается в том, что многолет-
нее промерзание (протаивание) пород вызывается длиннопериодными
изменениями температур и теплового состояния горных пород с перио-
дами до многих тысяч лет. За такие значительные промежутки време-
ни, с одной стороны, мощность слоя промерзания (протаивания) мо-
жет достигнуть нескольких сотен метров, а с другой — условия обра-
зования мерзлых толщ могут существенно измениться в результате
различных геологических процессов (денудация, осадконакопление,
неотектонические движения, изменение гидрогеологических условий
и пр.), способных существенно влиять на ход формирования и разви-
тия мерзлых толщ.
Таким образом, при сходстве теплофизических закономерностей
формирования сезонно- и многолетнемерзлых толщ, развитие последних
зависит от более сложного комплекса теплофизических, геологических
и географических условий.
Современные представления о влиянии природных условии на раз-
витие многолетнемерзлых толщ сложились исторически в результате
борьбы различных взглядов и мнений многих мерзлотоведов.
вечной мерзлоты с похолоданием во время ледниковой эпохи в.считал
должна оттаивать отступать к северу илдкопаче-
Под деградацией вечной мертолщах. В доказательство деградации
ме°разлТыГтолщ М. И. Сумгин нриодил “'SXS’м»»иы™
перату‘
” -
лой породы (рис. 2),
...-
вечной мерзлоты
_Глубина слтМнулебои_____
годовои/амплитудь! ~
10
15
:г
зо
40
45
Нижняя граница 'вечноЗ 1,7-
мерзлоть/ '"
Рис. 139. Деградационная кривая
температуры мерзлых пород в
Сковородино (по Сумгину)
3) смещение к северу южной границы области распространения
вечной мерзлоты;
4) развитие термокарста вследствие оттаивания подземных льдов-
5) находки хладолюбивой фауны и флоры в южных районах, сви-
детельствующие о более суровых климатических условиях в этих райо-
нах в прошлом.
М. И. Сумгин и другие мерзлотоведы сообщали многочисленные
факты, соответствующие указанным выше признакам деградации веч-
ной мерзлоты, но наряду с этим неодно-
кратно отмечались и обратные процес-
сы — аградация (наступление, рост)
мерзлых толщ и понижение их темпера-
туры. Эти последние факты, которые
М. И. Сумгин считал локальными, послу-
жили основой для отрицания теории де-
градации вечной мерзлоты рядом иссле-
дователей (Пархоменко, 1938; Колосков
1932; и др.).
Эти авторы, в противоположность
М. И. Сумгину, считали вечную мерзло-
ту не реликтом ледниковой эпохи, а про-
дуктом современных (последние 3—5 тыс.
лет) климатических условий. В доказа-
тельство приводились факты современно-
го образования мерзлых толщ в некото-
рых пунктах. С. Г. Пархоменко указывал,
что деградационные температурные кри-
вые являются редким исключением и
приводил гораздо больше данных, свиде-
тельствующих о соответствии температур-
ного режима мерзлых толщ современным
климатическим условиям.
Аналогичных взглядов придерживался П. И. Колосков. Доказа-
тельством своих положений он считал развитие 3000—6000 лет назад
так называемого термического максимума, или более теплых климати-
ческих условий, чем в настоящее время, что доказывается многими дан-
ными.
Кроме того, П. И. Колосков указывал, что деградационные темпе-
ратурные кривые обычно получаются там, где в породах существуют
боковые потоки тепла, и что в этом случае они обусловливаются ло-
кальными причинами и по ним нельзя делать общих палеоклиматиче-
ских выводов.
Против теории деградации М. И. Сумгина выступали также
П. Н. Каптерев и Д. В. Редозубов (1946).
Н. П. Каптерев обработал наблюдения за температурой пород на
Сковородинской мерзлотной станции за длительный период времени
и получил результаты, свидетельствующие о многолетних колебаниях
температуры синусоидального вида на глубинах ниже подошвы слоя се-
зонных колебаний температуры. При этом оказалось, что потепление в
верхнем слое пород, отмечавшееся М. И. Сумгиным, в настоящее вре-
мя затухает. Каптерев отметил запаздывание максимума потепления в
зависимости от глубины и определил, что период колебаний температу-
ры составляет приблизительно 35—40 лет.
Отсюда Н. П. Каптерев сделал выводы: 1) что наблюдавшаяся но
температурным кривым деградация вечной мерзлоты в Сковородино
284
является результатом только сорокалетиях колебаний температуры по-
*Ра™»Р“™»а « должна смениться атрадаяией^ "то
в силу э ого неправильно связывать развитие вечной мерзлоты с кли-
"h’Z'mT С™'"'""”"" “ дал“°“ прошлом и 3) что теория Kerja-
дацип М. И. Сумгина неправильна.
Д. В. Редозубов в своей работе (1946) пришел к заключению, что
деградация вечной мерзлоты должна протекать быстро и мерзлая тол-
ща мощностью в 0,5 км и выше должна оттаивать за 2000—3000 лет
и поэтому считал теорию деградации вечной мерзлоты М. И. Сумгина
неверной.
Дальнейшая разработка представлений о процессах развития мно-
голетнемерзлых толщ горных пород показала неправильность указан-
ных выше работ в части выводов относительно порочности теории де-
градации М. И. Сумгина. В последующие годы комплекс факторов,
влияющих на развитие многолетнемерзлых толщ, был выяснен гораздо
полнее, были разработаны основные исходные положения теории раз-
вития мерзлых толщ и создана современная более общая теория их
развития, вскрывшая правильные и неправильные стороны существо-
вавших примерно до 1950 г. представлений о развитии многолетнемерз-
лых толщ (Кудрявцев, 1953).
2. Основные исходные положения современной теории развития
мерзлых толщ
Тепловое состояние многолетнемерзлых пород связано с теплооб-
меном на поверхности земли между литосферой и атмосферой. Но в то
же время этот теплообмен совершается в определенной геологической
и географической среде, определяющей состав мерзлых толщ и харак-
тер их развития. Многолетнемерзлые толщи органически связаны с этой
средой, являются ее составной частью и находятся с ней в тесном взаи-
М0ДеДинВ”мику развития мерзлых толщ нельзя рассматривать вне з^
конов геологической и географической истории Земли, но в то же вре.
йрпьчя пассматоивать ее и в отрыве от законов теплофизики.
Это основное положение определяет и подход к изучению мер
толщ, истории их формирования и Разви™я’ МНОГОЛетнемерзлых
ческими структурами, хаРактар“ аа и ^генеза, эпигенеза, метамор-
„х составом и генезисом) пР0Цес“и » них экзо- „ эндотермически-
физма горных пород и проксхоМЩИВ осад№накоплев1га „ денудапнн.
“отТтХескшми движениями, геоморфологическими особенностями и
общей историей геоло™™“°™ S“Joft'и атмосферой, характером тм-
2- ВЛаеГсЯ кт^c”XS пктаикя. разгрузки, ииркуляцин.
₽р=^
3. Процессами, ПРОТ”™“юстных вод. растительного, смежно-
ми формирование; Р“Ь*В "S«a палеогеографических условий. .
ли ГХ“=*ерой и литосферой е учетом
ных выше особенностей геолого-географической обстановки и гидро-
геотермических условий. Весь этот комплекс природных условий ока-
зывает то или иное влияние на формирование многолетнемерзлых толщ
горных пород и каждому такому комплексу соответствует определен-
ный характер мерзлотных условий. Очевидно, что природная обстанов-
ка не остается постоянной, а непрерывно изменяется, что влечет за
собой п изменение многолетнемерзлых толщ и их характеристик. Та-
ким образом, динамика и история развития криосферы Земли самым
тесным образом связана с характером и историей развития области ее
распространения. Такая связь осуществляется через радиационно-теп-
ловой баланс поверхности земли и обусловленные им тепловое состоя-
ние и температурный режим горных пород в слое годовых колебаний
температур.
Мерзлые толщи горных пород имеют самые разнообразные мощно-
сти, состав, распространение и продолжительность существования. Так,
известны сезонномерзлые горные породы, существующие несколько
дней или месяцев, и многолетнемерзлые толщи, существующие геоло-
гически длительные отрезки времени. Естественно, что нельзя подхо-
дить одинаково к изучению тех и других, хотя с теплофизической точки
зрения они подчиняются общим законам развития. Поэтому целесооб-
разно изучить общие законы образования мерзлых горных пород во-
обще и в то же время определить специфические черты развития се-
зонно- и многолетнемерзлых толщ отдельно.
Указанные выше особенности геологических и географических ус-
ловий оказывают разное влияние на формирование мерзлых толщ раз-
личных временных градации. Так, например, микрорельеф или заболо-
ченность не влияют на формирование мощных многолетнемерзлых
толщ, но решающим образом определяют формирование сезонномерз-
лых пород. Наоборот, гидрогеологические структуры или геотермичес-
кий градиент не влияют на глубину сезонного промерзания пли протаи-
вания, в то время как при формировании мощных многолетнемерзлых
толщ влияние их велико.
Следовательно, необходимо выделить те факторы, которые опреде-
ляют формирование определенных разновидностей мерзлых горных по-
род и сосредоточить внимание на их изучении.
Большое значение при изучении формирования многолетнемерзлых
пород имеет четкое представление о скорости протекания тех или иных
теплофизических процессов. Так, например, нередко температуры мерз-
лых горных пород, замеренные на глубине 10—20 м и являющиеся
функцией современных процессов давностью не более первых десятков
лет, связывают с возрастом рельефа и самих горных пород на этих
глубинах. Часто пытаются определить мощности мерзлых толщ по тем-
пературе пород на глубине 10—20 м и по геотермическому градиенту
на этой глубине, в то время как температурный градиент в пределах
мерзлых толщ значительной мощности может меняться не только по
абсолютной величине, но и по знаку.
Мощности мерзлых толщ существенно зависят от состава по-
род и их льдистости. Поэтому при всех прочих равных условиях
мощности мерзлых толщ, представленных рыхлыми льдистыми поро-
дами, должны быть, как правило, меньше, чем в скальных нельдис-
тых породах.
При изучении многолетнемерзлых толщ и их связи с геолого-гео-
графической средой необходимо иметь четкое представление о скоро-
сти протекания геологических и географических процессов. Так, напри-
мер, геологические структуры района остаются практически неизмен-
286
ними за все время существования мерзлых толщ. Специфика их алия-
ПИЯ па многолетнемерзлые толщи также постоянна. То же ХХт ска-
3а^АГ1<и*1г™«иМИЧеСК0М граАИенте «а больших глубинах, о гидрогеоло-
ГИирСппппгТ гУ^ТУРаХ первого П0Рядка и т. д. В то же время географиче-
ские процессы, протекающие на поверхности земли, и даже иеотектони-
ческие движения и осадконакопление происходят достаточно быстро и
поэтому сказываются прежде всего на формировании маломощных мно-
голетнемерзлых толщ.
По условиям теплообмена все процессы, связанные с изменениями
на поверхности земли, т. е. с изменением граничных условий на верх-
ней поверхности многолетнемерзлой толщи, можно разбить на три ос-
новные группы:
1) процессы, вызывающие периодическое изменение теплообмена в
горных породах при неизменном уровне поверхности земли;
2) процессы, вызывающие одностороннее изменение теплообмена
в горных породах в сторону похолодания или потепления при неизмен-
ном уровне поверхности земли;
3) процессы, указанные выше, в сочетании с процессами, вызыва-
ющими изменения положения поверхности земли (осадконакопление,
денудация, неотектонические движения).
Комплексное применение указанных выше положений при рассмот-
рении процесса развития мерзлых толщ привели к ряду существенно
новых выводов по этой проблеме. Система этих выводов и обобщений
(Кудрявцев, 1953, 1959, 1963) представляет по существу современную
теорию развития мерзлых толщ, позволяющую решить многие указан-
ные выше спорные вопросы. Следует заметить, что разработка теории
развития мерзлых пород, учитывающей столь большое число факторов
и условий, в настоящее время не может считаться законченной. Многие
поставленные задачи и вопросы требуют решения и дальнейших иссле-
дований, но уже полученные выводы, несомненно, позволяют понять и
представить процесс развития многолетнемерзлых толщ значительно
глубже, полнее и разностороннее, чем раньше.
3. Современная теория развития многолетнемерзлых'толщ
Современная теория развития многолетнемерзлых толщ карайте-
ризуется следующими моментами. пячвивается в результате
температурой. Такое “я“в₽в непрерывном развитии, что обув-
ных условия. Последние теп,°0о6мена на поверхности зем-
ловлнвает II непрерывнос ₽ сферы В результате на поверхности
ли. а следовательно. 11 крноаiu сфер ржктв0 периодических ко-
земли и в верхних ее слоях и амплнтуд„». нзчи-
лебаний температуры готетиих Г,-П лет; Г,=40 .«г.
пая 3с0^™;“ых. у,,™ 800 лет и далее с периодами десятков сотен
тысяч лет. в„.™„ных условий на поверхности схематически
Сложность темпераVnnencTaBjieH результат наложения ;кР"»а’1)'
показана на Р^,140-».“т“-«>-«0 с Л. -0.5 П -»₽«*•
трех колебаний; 1 ДIе , щ _ трехсотлетиях (Г,—SMlaeг)
ЙХЛе1перЛа’тУР-" кривые поверхности еще озравдо^
Рнс. 140. Колебания температуры поверхности
соответственно с периодами и амплитудами: I —
7'1 = 10 лет, Л1=0,5°; II — Т2=40 лет, Л2=1°;
III—Т3=ЗОО, А3=2° и IV—результирующая кри-
вая при их наложении друг на друга
Из сказанного выше следует, что в одном
нее, так как в действительности друг на друга накладывается значи-
тельно большее число колебаний с различными периодами (Г,).
При распространении этих колебаний отмечается, что а) амплиту-
ды колебаний температур (Л) с различными периодами (Г,) затухают
с глубиной тем скорее или распространяются на тем меньшую глубину
чем меньше период (Г,-); б) фазы колебаний температуры пород запаз-
дывают во времени с глубиной; в) с возрастанием глубины колебания
м с более короткими периода-
ми (7\) постепенно исклю-
чаются и ниже остается на-
ложение все меньшего чис-
ла колебаний с более длин-
ными периодами (7\).
Отсюда устанавливает-
ся относительность деграда-
ции и аградации в том смыс-
ле, что деградационные и
аградационные направления
развития мерзлых толщ сме-
няют друг друга во времени
как на поверхности в дан-
ном пункте, так и в различ-
ных точках по глубине. Та-
ким образом, нельзя гово-
рить о деградации и аграда-
ции мерзлых толщ вообще,
но эти процессы необходимо
рассматривать для опреде-
ленных точек поверхности и
глубин и относить их к оп-
ределенным отрезкам време-
ни и периодам колебаний,
и том же пункте на разных
глубинах могут одновременно существовать и аградационные и дегра-
дационные направления развития мерзлых толщ.
Наконец, в современной теории развития многолетнемерзлых толщ
помимо верхних граничных условий (средней температуры на поверх-
ности мерзлой толщи /Ср. амплитуды колебаний температуры на по-
верхности — Ли периода колебаний — Т) учитываются также литоло-
гические особенности мерзлых пород, определяющие их теплофизиче-
ские характеристики (% — коэффициент теплопроводности; С — тепло-
емкость; фф — теплота фазовых переходов влаги), и нижние гранич-
ные условия через геотермический градиент в подстилающих талых
породах g.
Все эти факторы связаны в уравнении (4,79) для глубины много-
летнего промерзания (|), вывод которого дан в параграфе (IV-15).
Как показано в уравнении (4,79), максимальная глубина много-
летнего промерзания или мерзлых толщ (£) является функцией ука-
занных выше параметров, т. е.
Е = /(АР, t№, т. X, С, <2Ф, g). (8,1)
Кроме того, при особенно длительных периодах колебаний темпера-
туры на поверхности на промерзание и оттаивание могут влиять гео-
логические процессы, такие, как денудация, осадконакопление, иеотек-
тонические движения, изменения гидрогеологических условий и пр.
288
VIII-2. ВЛИЯНИЕ ВЕРХНИХ ГРАНИЧНЫХ УСЛОВИЙ
НА ФОРМИРОВАНИЕ МЕРЗЛЫХ ТОЛЩ И ИХ ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ
При периодических изменениях теплообмена и связанных с ними
гармонических колебаниях температур на поверхности земли верхние
граничные условия, определяющие формирование и температурный ре-
жим мерзлых толщ, выражаются через следующие параметры: период
многолетних колебаний температуры на поверхности (Т), амплитуда
колебаний температуры на поверхности (Ао) и положение оси колеба-
ний или величина средней температуры пород на поверхности мерзлой
толщи (tcp)-
1. Связь развития многолетнемерзлых толщ
с колебательным характером теплообмена на поверхности
земли
Существование отдельных видов многолетних колебаний темпера-
туры на поверхности земли с различными периодами Т устанавливает-
ся многими наблюдениями и теоретическими соображениями.
Известны колебания температуры воздуха и верхнего слоя пород
с периодом Т=11 лет, связываемые с соответствующими колебаниями
I солнечной активности и появлением пятен на солнце. П. Н. Каптерев
(1946) по наблюдениям температур пород в Сковородино установил су-
ществование колебаний температуры с Г«40 лет.
Измерения температуры мерзлых пород в шахте Шергина в Якут-
ске, проводившиеся в середине прошлого столетия и в настоящее вре-
мя, по-видимому, указывают на существование колебаний температуры
на поверхности с периодом Т=300 лет (Кудрявцев, 1953).
Первая кривая температур в этой шахте глубиной 116 м была по-
лучена акад. Миддендорфом в 1845 г. Через 96 лет, в 1941 г., И. Д. Бе-
локрылое повторил эти измерения. При этом оказалось, что в самом
верхнем слое мерзлой толщи температура пород по И. Д. Белокрылову
на 2,2° выше, чем у акад. Миддендорфа. На глубине 60—70 м тем-
пературы по измерениям обоих исследователей совпали, а на глубине
116 м температура пород, по И. Д. Белокрылову, была ниже на 0,3,
чем по измерениям Миддендорфа.
По наблюдениям гидрометеорологической станции в Якутске, с
1829 г. по настоящее время средние скользящие десятилетние темпера-
туры воздуха за указанный период повысились на 2,2 , т. е. на ту же
разницу температуры, которая отмечается в наблюдениях И. Д. Бело-
кпылова по сравнению с данными Миддендорфа.
Р Кпивая соедних скользящих температур воздуха за период с 1829
по 194₽Гг имеет видСК(°рнс. 141), сходный с восходящей ветвью сину-
соиды с 4=1,1 и Т—300 лет„ (1953) приближенно вычислил.
По этим данным В. A. KW’c7TBeM(^“'ypP „ород различных
насколько дол“ы 6 “ „,,ем полученные новые значения совпали с
глубинах за сто лет, при то'„остью до 0.1°. Это совпадение до-
называет ^сХн» колебаний температуры на поверхности пород
с периодом Г=300 работа М„лаиковичз «Матемашчкки
Помимо этого, существу И ц доказывается, что одной из
теория K0Jie6a“"*«a является прецессионное периодическое язиене-
причнн этого проця Земли и происходящее при этом перподн-
пне положения осн Р “ альбедо с периодами, достигающими мио-
ческое изменение ее сртл
289
19 Зак. 96
гих тысяч лет. Миланкович рассчитал изменения солярного климата се-
верного полушария за последние 500 000 лет в связи с указанными вы-
ше колебаниями. При этом оказалось, что для широт 50—60° в Евро-
пе в четвертичном периоде отмечается одна общая волна похолодания
Рнс. 141. Кривая средних десятилетних скользящих температур воздуха
в г. Якутске за период с 1829 по 1945 г.
с периодом Г=п-100000 лет с четырьмя минимумами, соответствую-
щими четырем периодам оледенения, и тремя относительными макси-
мумами между ними, представляющими межледниковые периоды, и тер-
Ш
Рис. 142. Затухание амплитуд с глуби-
ной в зависимости от периода колеба-
ний температур: Ti = 10 лет; Т2=40 лет;
7г=300 лет; пунктиром показано сме-
шение фаз (максимумов и минимумов)
в глубину за четверть периода
мическим послеледниковым макси-
мумом.
В более поздних работах
(Баулин 1958; Шарбатян, 1962;
Груздов, 1974; Величко, 1973; и
др.) на обширном геологическом
материале и расчетами показана
вероятность существования колеба-
ний с периодами в тысячи, десятки
и сотни тысяч лет.
Таким образом, хорошо обос-
новано существование многолетних
колебаний условий теплообмена-
на поверхности литосферы с относи-
тельно короткими и длинными пе-
риодами. Имеются геологические,
палеоботанические и другие дан-
ные о существовании среднепери-
одных колебаний климата с перио-
дами от нескольких сотен до не-
скольких тысяч лет (Шпитников,
1957). Отсюда следует, что в дейст-
вительности изменения теплового
состояния поверхности земли имеют
очень сложный колебательный ха-
рактер и еще недостаточно изучены.
Суммарная кривая изменения температуры, представленная на рис. 142,
дает только некоторое представление о возрастании сложности
изменения температурных условий при наложении многолетних
290
150
210
метры
V =20а/>
-* = 15°/.
-*=10°/о
Рис. 143. График изменения глубины про-
мерзания горных пород во времени при
100 000-летних колебаниях температуры на
поверхности
географических факторов и условий.
мменХя "р™оХж^еГ’аЗЛИ'",ЫМ" пеРи0«а“"- Действительные же
ми м’иМС™™н»М'с''"гМап™ М"°ГИе ДР<*™а°Р™« между воззрении.
тЛьнп М И г, ’ С К ПаРхоме«ко. П. Н. Каптерева и др. Действи-
толш и VTRpnw^JMr,,H бЫЛ Прав’ высказывая идею развития мерзлых
* 5х пЗпоР Д дегРададию мерзлоты в настоящее время по сравне-
пппОЛЛеДНИК0В1“'М пеР_иодом> но его взгляды требуют существенных
” дополнений> точно так же правы авторы, утверждающие
. р д цию мерзлых толщ по сравнению с послеледниковым термичес-
ким максимумом.
П. Н Каптерев был прав,
установив наличие колебаний
температуры мерзлых пород с
сорокалетним периодом, но оши-
бался, считая эти колебания един-
ственно влияющими на развитие
мерзлых толщ.
С современной точки зрения
(Кудрявцев, 1953) развитие мер-
злых толщ следует рассматри-
вать как результат единого слож-.
кого процесса наложения боль-
шого числа колебаний темпера-
туры на поверхности земли с
различными периодами и ампли-
тудами, зависящего также от
всего комплекса геологических и g™™..
Влияние длительности периода (Т) на глубину многолетнего про-
мерзания (£). Величина этого влияния определяется из формулы (4,79).
Из этой зависимости следует, что глубина многолетнего промерза-
ния (£) прямо пропорциональна У~Т. Эта зависимость сохраняется при
любых изменениях других параметров (Q<t>, Ай, <ср. С). Для примера
приведем расчет многолетнего промерзания верхних слоев литосферы.
Расчет произведен на гидроинтеграторе ИГ-1 при длине периода Т=
= 100 000 лет с амплитудой температур на поверхности земли А=6° и
при многолетней среднегодовой температуре fCp=O°- Результаты расче-
та, представленные в табл. 20 и на рис. 143, показывают, что для при-
нятых граничных условий и теплофизических характеристик горных по-
род на полное промерзание толщи мощностью от 180 до 210 м в за-
висимости от влажности необходимо 33000 лет. При увеличении длины
периода мощности мерзлых толщ увеличатся пропорционально V Г.
Таблица 20
Промерзание и протаивание горных пород за 100 000 лет (при А_-6°. t.-p 0°).
Р Р рассчитанные моделированием на гидроннтеграгоре ИГ 1
Коэффициенты теплопровод- ности грунта X. кДж/(ы-ч- С) Коэффициент Максимальная
Влажность грунта а>, % мерзлого талого водности мерзло- го грунта эания. м
10 15 20 9,22 10,48 11,73 7,12 7,88 8,80 0.00403 0,00422 0,00439 180 196 210
ззооо
33000
33 ЛЮ
291
19
2. Изменения характера температурной кривой с глубиной
при наложении колебаний температуры с различными
периодами (7\ ) на поверхности земли
Как указывалось выше, наложение колебании теплообмена с раз-
личными периодами на поверхности земли приводит к множеству де.
градационных и аградационных направлений развития мерзлых толщ в
любой точке области их распространения.
Такое же изменение направления развития мерзлых толщ наблю-
дается и на различных глубинах в любом данном пункте, с той лишь
разницей, что сложность температурной кривой уменьшается с глу-
биной.
Действительно, при всех прочих равных условиях, как видно из
рис. 142, колебания температуры с различными периодами затухают
на тем меньших глубинах, чем короче период колебания. Поэтому в
слое 1, рис. 142, складываются четыре колебания температуры (сезон-
ное — за 1 год и последующих трех периодов); в слое 2 сезонные ко-
лебания температуры с периодом Т=1 году уже исключается и накла-
дываются друг на друга только колебания 10-, 40- и 300-летние; в слое
3 существуют только 40- и 300-летние колебания, наконец, в слое 4
распространяется только одно колебание температуры с периодом Т=
=300 лет.
Таким образом, в нижних горизонтах мерзлых толщ мощностью в
несколько сот метров температурный режим определяется колебания-
ми температуры на поверхности с наиболее длительными периодами, и
температурная кривая имеет наиболее простой вид. С приближением к
поверхности форма ее усложняется вследствие наложения друг на дру-
га все большего числа колебаний с различными периодами.
3. Влияние наложения колебаний температуры на поверхности
с различными периодами (Тг ) на мощности мерзлых толщ
Выше неоднократно указывалось, что мощность мерзлых толщ при
прочих равных условиях возрастает с понижением их средней темпе-
ратуры с юга на север. Это возрастание мощности мерзлых толщ идет
Рис. 144. Схема возможных изменений мощности мерзлых толщ с
юга на север при наложении колебаний температур различных пе-
риодов
не по линейному закону, так как на эту закономерность накладывается
влияние большого числа переменных геологических и географических
факторов и условий.
Возможные при этом изменения мощности мерзлых толщ схемати-
чески показаны на рис. 144, где линия АВ представляет схематически
общую закономерность увеличения мощности мерзлых толщ с юга на
север. Предположим, что накладываются колебания температуры с пе-
292
^слоях*/^ и °? nv 7'2~40/ет 11 7’з=300 лет, распространяющиеся
”2 И 3' Пусть колебания температуры с периодом Ti = 10 лет
вызывают деградацию мерзлых толщ, а колебания с периодами Т2=
лет и 'з —300 лет соответственно — аградацию и деградацию, при-
чем влияние 40-летних колебаний сильнее, чем 300-летних. Тогда в пер-
вом слое в результате наложения колебаний температуры с различны-
ми периодами и фазами (два деградационных влияния и одно аграда-
ционное) будет преобладать деградация, уменьшающая мощность мерз-
лых толщ. Во втором слое влияние колебаний с периодом Т1 = 10 лет
исключится; здесь будут накладываться друг на друга только колеба-
ния 2 и 3 и будет преобладать аградация, вызывающая увеличение
мощности мерзлых толщ. Наконец, в слое 3 распространяются только
колебания с периодом 73=300 лет, и здесь будет развиваться деграда-
ция мерзлых толщ с уменьшением их мощности. В результате вместо
увеличения мощности мерзлых толщ с юга на север, изображаемой
линией АВ, мы получим новую закономерность, показанную на рис. 144
пунктирной кривой.
Следует заметить, что приведенные выше рассуждения основаны
на общих теплофизических представлениях, имеют качественный ха-
рактер и требуют дальнейшего уточнения расчетами и подтверждения
фактическими данными; здесь они приводятся как пример возможности
получения выводов на основании представлений о температурном ре-
жиме мерзлых толщ.
4. Зависимости температурного режима и мощности
многолетнемерзлых толщ от амплитуды
многолетних колебаний температуры на поверхности
и от средней температуры пород
Влияние амплитуды (А) и средней за период температуры (tep)
на глубину многолетнего промерзания пород аналогично влиянию их
на сезонное промерзание и протаивание, разобранному в гл. VI.
Для многолетнего промер-
зания эта закономерность ос-
ложняется наличием геотер-
мического градиента, в ре-
зультате чего средние темпе-
ратуры пород с глубиной по-
вышаются (рис. 145) и ось их
колебаний пересекает линию
нулевых температур на неко-
торой глубине (точка с на
рис. 145, 1 и 2), которая яв-
ляется средним положением
нижней границы ‘ мерзлой
толщи.
По соотношению средних,
максимальных и минимальных
температур на поверхности
многолетнемерзлых толщ за
период Т возможны три ти-
пичных случая Ф°РмиР°ваэ™
многолетнемерзлых толщ. Э »
три случая показаны на
рис. 145 и характеризуются
пт \l
Рнс. 145. C.W4 »ер«оД»»»“«™
ложен»» верх»»» » «««"'»
немерэло» толшн »Р«
»»»» темоерахуР» " , «»
средних, «ркнмнлиих
перату р на поверхности (поя«.мен
следующими соотношениями: 1) максимальная температура /Шах<0°
(рис. 145, 7), 2) /тах>0о>/ср (рис. 145, 2) и 3) минимальная темпера-
тура Zmin<0o</Cp (рис. 145, 3). F
В первом случае формируются многолетнемерзлые толщи, сущест-
вующие в течение всего периода колебаний, с изменяющейся за период
Т глубиной их нижней границы в пределах Ь\—Ь2 (рис. 145, /).
Во втором случае образуются многолетнемерзлые толщи с эпизоди-
чески возникающим в течение части периода Т слоем многолетнего
протаивания в пределах а\—а2 и с периодически изменяющейся глуби-
ной нижней границы в пределах Ь\—Ь2 (рис. 145, 2).
В третьем случае развиваются эпизодически возникающие (в тече-
ние части периода Т) многолетнемерзлые толщи в пределах а—Ь
(рис. 145, 3).
Первый тип многолетнемерзлых толщ развивается в районах
сплошного их распространения, в суровых климатических условиях, и
отличается наибольшей мощностью и устойчивостью.
Второй тип многолетнемерзлых толщ встречается преимуществен-
но в двух южных зонах распространения мерзлых толщ со средними
температурами /Ср до —2°.
Третий тип многолетнемерзлых толщ характерен для самой южной
зоны их распространения со средними температурами tcp от 0 до 4-1°.
Три типичных случая формирования многолетнемерзлых толщ
(рис. 145 — 1, 2, 3), выведены для простейших колебаний температуры
на поверхности (например, для кривой II на рис. 140 при разных зна-
чениях средней температуры или положениях оси колебаний).
При более сложных колебаниях температуры (типа суммарной кри-
вой на рис. 140) возможно взаимное наложение колебаний температу-
ры с различными Т, А и tcp.
В этом случае будут отмечаться более сложные закономерности
формирования многолетнемерзлых толщ. Например, сочетание II и III
типа колебаний на поверхности (рис. 140) может дать двуслойную мно-
голетнемерзлую толщу, нижняя часть которой будет оттаивать, а верх-
няя нарастать или наоборот.
Зависимость изменения мощности мерзлых толщ от средней за пе-
риод колебания температуры показана в табл. 21. В ней приводятся
вычисленные на ЭВМ и по формуле (4,79) мощности мерзлых толщ
при постоянных: 7=100000 лет, Л0=6°, <2ф = 99 219 кДж/м3 и перемен-
ной tcp. Из табл. 21 и рис. 146 видно, что максимальная мощность
Таблица 21
Зависимость глубины многолетнего
промерзания пород от изменения средней
температуры за период промерзания
Т=100 000 лет при g-=0,0l °С/м, при
Ло=6°, при Х=2,89 кДж/(м-ч °С)
и фф=99 219 кДж/м3
Средняя за период коле- бания темпе- ратура /ср, °C Вычисление мощности мно- голетнемерзлых толщ, м
на ЭВМ по формуле (4,79)
0 138 127
2 94 85,7
4 47 43,5
Таблица 22
Зависимость мощности многолетнемерзлых
толщ от изменения амплитуды
температур на поверхности за период
промерзания Т—100 000 лет при
£=0,01 1'С/м, fcp=l°C,
Х=2,89 кДж/(мч-°С),
Сф=52 375 кДж/м3
Амплитуда температур на поверхности А,, °C 2 4 6 8
Мощность мерзлой толщи, м 36 79 107 130
294
{£«130 м) имеет место пои f —п°.
/ср=4°Д«45 м. ПРИ tcp—0 , при /ср=2°, §«90 м и пр».
Согласно формуле (4 п
чих равных условиях глубина кшХгп™ЧвНИеМ амплитУДы ПРИ всех про-
Для иллюстрации привадам рис 14° „ табл "2’2°мерзаиия Увел1>™вается.
Рис. 146. Изменение мощности много-
летнемерзлых толщ в зависимости от
средней температуры пород за много-
летний период колебания темпера-
туры на поверхности. Огибающие
многолетних колебаний температур
при 1 — /Ср =0°; 2 ~/ер =2°; 3-
Рис. 147. Изменение мощ-
ности многолетнемерзлых
толщ в зависимости от ам-
плитуды многолетних коле-
баний температуры на по-
верхности (При /ер = 0°)
Из рисунка 147 и табл. 22 видно, что при данных условиях увели-
чение амплитуды температур на поверхности в 2 раза — от 2 до 4° —
приводит к увеличению максимальной за период мощности многолет-
немерзлых толщ от 36 до 79 м, а увеличение амплитуды до 8° приводит
к увеличению мощности до 130 м. Очевидно, что при других условиях
это изменение будет иным.
Vlll-З. ВЛИЯНИЕ НИЖНИХ ГРАНИЧНЫХ УСЛОВИЙ
НА РАЗВИТИЕ МЕРЗЛЫХ ТОЛЩ
Нижние граничные условия, определяющие режим движения ниж-
ней границы мерзлых толщ, характеризуются, во-первых, фиксирован-
ной температурой 0° на границе мерзлых и талых пород и, во-вторых,
соотношением потоков тепла по обе стороны границы раздела bs 2
(Qi и <2я) (на РИС- I45. ;)- _ п
При равенстве потоков тепла Qi и у2
или
Откуда
Qt _ Хм (gradz /)м _ t
Q, *т (gradz От.
Хм _ (gradzQr
Хт (gradzOu
(8,3)
В этом случае температурные условия на нижней границе мерзлой тол-
щ ^стационарны » граница неподвижна.
295
Рис. 148. Изменение мощностей
многолетнемерзлых толщ в за-
висимости от величины геотер-
мического градиента при А = 6°
и /ср = 0о: 1 — 5=0вС/м; 2 —
5=0,01 вС/м; 3 — 5=0,02 °С/м
Если же Qi>(?2. то у нижней границы происходит охлаждение и
промерзание и она движется вниз, а в случае Qi<Qq получается нагре-
вание и протаивание и граница (b2—b2, рис. 145, /) передвигается
вверх.
Из формулы (4,79) видно, что мощность многолетнемерзлых толщ
существенно зависит от величины теплопотока снизу, а следовательно
от геотермического градиента в подстила-
ющих талых породах (gzt)t, рис. 148.
В табл. 23 приведены результаты расчета
мощности мерзлых толщ по формуле (4,79).
Из табл. 23 видно, что при увеличе-
нии градента от 0 до 0,03°С/м мощность
мерзлой толщи уменьшается в 1,5—2 раза.
При увеличении градиента в два раза (от
0,01 до 0,02° С/м) мощность мерзлой толщи
уменьшается в 1,2 раза.
В соответствии с этим особенно боль-
шое влияние градиента температуры в под-
стилающих талых породах отмечается в
вулканических местностях, например на
Камчатке, и в зонах повышенной тектони-
ческой активности. В таких местах могут
существовать усиленные восходящие пото-
ки тепла, значительно уменьшающие мощ-
ность мерзлых толщ, а иногда и совсем их
уничтожающие, несмотря на низкие темпе-
ратуры воздуха, соответствующие условиям
формирования мерзлых толщ.
в древних кристаллических массивах, где
обычно отмечается малый теплопоток из недр земли и, следовательно,
малый геотермический градиент, мощности многолетнемерзлых толщ при
всех прочих равных условиях будут больше, чем в молодых горно-
складчатых областях, где теплопоток из недр земли в 2—3 раза
больше.
Усиленные подтоки или выделения тепла, препятствующие или ме-
шающие формированию мерзлых толщ, возможны также вследствие раз-
вития различных экзотермических процессов (радиоактивный распад в
подстилающих породах, окисление сульфидов и углей и т. д.).
Таблица 23
Зависимость мощности~многолетнемерзлых толщ от
геотермического градиента за период колебания
7'=100 000 лет, при А=6°, fcp=0°, Х=2,89 кДж/(м-ч-°С),
£ф=52 375 кДж/м3
В соответствии с этим
Геотермический градиент g, °С/м
0 0,01 0,02 0,03
Мощность мерзлой толщи £, м .
169 130 107
90
VIII-4. ВЛИЯНИЕ ЛИТОЛОГИЧЕСКИХ ОСОБЕННОСТЕЙ
И ВЛАЖНОСТИ (ЛЬДИСТОСТИ) ПОРОД НА мощность
МЕРЗЛЫХ ТОЛЩ
Влияние литологического состава и льдистости пород на глубину
их промерзания соответственно выражается через теплопроводность по-
род (%), теплоемкость (С) и через теплоту фазовых переходов воды;
296
<Ф°рмула 4’79)- П₽и рассмотрении сезонного промерзания
Ппй ЛопмипппЯВнаи0СЬ’ ЧТ° ГЛубина его прямо пропорциональна/Г
JTP tpPnnJX ИИ м,10Г0ГНеМерзлых толщ эта зависимость в чистом
п»ит™ п^т®еРжДается. Ее искажение связано с геотермическим гра-
диентом. Чем больше геотермический градиент (теплопоток снизу),
тем больше искажается эта зависимость. Величина этого искажения не
выходит за пределы 10—15%, в силу чего можно приближенно прини-
мать мощности мерзлых толщ пропорциональными V
В скальных породах, обладающих большим коэффициентом тепло-
пплпплнпгти пппаптло 1Лло ,.тт.../г.. .. о^х МОЩНОСТИ МврЗЛЫХ ТОЛЩ
Рис. 149. Изменение мощ-
ности мерзлых толщ в за-
висимости от соотношения
значений теплопроводности
при двуслойном геологиче-
ском строении: 1 — Xi=X2;
Проводности, порядка 10,48 кДж/(м-ч-°С),
(при всех прочих равных условиях) при-’
мерно в 1,4—1,6 раза больше, чем в рых-
лых отложениях с Х=5,02 кДж/(м-ч °С).
Отсюда следует, что, например, про-
мерзание 100-мстровой толщи горных по-
род при периодически изменяющихся верх-
них граничных условиях, при больших
влажностях пород может быть связано с
большим периодом колебания температур,
чем 150-метровая толща в морозных
скальных породах, т. е. менее мощные
мерзлые толщи могут быть более древни-
ми, чем более мощные.
На формирование многолетнемерзлых
толщ и в частности их мощностей сущест-
венное значение оказывает различие тепло-
физических свойств горных пород в мерз-
лом и талом состоянии. В этом случае при
многолетнем промерзании отмечается яв-
ление температурной сдвижки, аналогич-
ное таковому при сезонном промерзании.
При условии, что Хм>Хт мощности мерз-
лых толщ будут больше, чем при Хм=Хт
(ф0Рр“Узлнч№6в теплопроводностях в мерзлом и талом
мечается главным образом для рыхлых ™
сезонному промерзанию величина температурной
больше, чем’болЕше влажность пород а сл=ельн "
з /з Кплмр того величина температурной сдвижки гем
больше^амплитуда Температур на ’поверхности влпякпе
На формирование мощностей мерзлых толш_ суще
оказывает характер теологического ” оло^тратиграфинесхих
Процесс промерзания не°™°Р д * однородных отложений. Если
толщ происходит отлично о р Р точгпн, где теплопроводность
взять двуслойное теологическое "РХТгсч оТ теплопроаодности ннж-
верхнего слоя (Xi) ощ„ости мерзлых пород будут зависеть
него подстилающего сл , видно, что при Х,>Х, мощности
0;ерТлых°=Я6у\у“ Хмен^е,Р“чем14прн Х.-Х,. а при Х,<Х, они будут
б0ЛЬТШаеким образом, при =
-“-оХсГмеТзл0- ™^8 М”0РМН0Й
рыхлой толще-
297
В случае, когда кристаллические породы залегают на толще рых-
лых отложении (эффузивы, пластовые интрузии), мощности мерзлых
толщ будут меньше, чем в однородных кристаллических породах.
Величина изменения мощности многолетнемерзлых толщ может
быть подсчитана по формуле (4,79) путем составления теплового ба-
ланса для границы раздела двух слоев.
Для иллюстрации зависимости мощности многолетпемерзлых толщ
от изменения влажностей (льдистости) промерзающих пород и, следо-
вательно, теплот фазовых переходов приводится табл. 24.
Таблица 24
Изменение мощностей многолетнемерзлых толщ (в м)
в зависимости от теплоты фазовых переходов ((?ф) при
различных амплитудах температур на поверхности (Л)
и различных геотермических градиентах (g)
Л=2 °C Л=8 °C
g=0,01 «С/м g=0,03 °С/м g=0,01 "С/м g=0.03 «С/м
20 950 86 47 193 126
62 850 66 41 145 105
104 750 55 37 118 92
146 650 49 34 103 83
Эта зависимость получена для двух крайних значений амплитуд
температур на поверхности пород (А =2° и А =8°) при двух значениях
градиентов (#=0,01°С/м и £=0,03°С/м). При геотермическом градиен-
те g=0,01°С/м и т4=2° увеличение влажности пород от <2Ф=20 950 до
^ф=62 850 кДж/м3 приводит к уменьшению мощности многолетнемерз-
лых толщ от 86 до 66 м, т. е. на 23%. При изменении влажности пород
от фф=62 850 до <2ф=104 750 кДж/м3 и от (?ф=104 750 до <?ф=
= 146 650 кДж/м3 мощности мерзлой толщи изменяются соответствен-
но на 17 и 11%. При амплитуде, равной 8°, при том же геотермическом
градиенте и тех же изменениях влажности мощности мерзлой толщи
соответственно сокращаются на 25%, 19 и 13%. При геотермическом
градиенте 0,03°С/м и малых амплитудах (Д=2°) сокращение мощно-
сти в зависимости от изменения влажности соответственно равно 13,8%
и 10%, т. е. проявляется менее резко, чем при градиенте 0,01°С/м.
При больших амплитудах (Д = 8°) и градиенте 0,03°С/м разница
сокращения мощностей мерзлых толщ (при tci = 20; 13 и 10%) меньше
отличается от их сокращения при градиенте 0,01°С/м. Таким образом,
изменение мощностей многолетнемерзлых толщ за счет фазовых пере-
ходов воды при различных влажностях не выходит за пределы 40—
50%. В то же время за счет изменения геотермического градиента мощ-
ности многолетнемерзлых толщ изменяются в 1,5—2 раза (см.табл.24).
Это определяет подход к изучению мощностей многолетнемерзлых
толщ в различных геологических условиях.
В коренных морозных породах глубина залегания нижней поверх-
ности многолетнемерзлых толщ будет в основном определяться геотер-
мическим градиентом. В рыхлых сильно льдистых отложениях мощно-
сти многолетнемерзлых толщ будут определяться не только геотерми-
ческим градиентом (теплопотоком из недр земли), но также в значи-
тельной мере и льдистостыо (теплотой фазовых переходов воды).
298
Vllt-5. ВЛИЯНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ВОД НА ФОРМИРОВАНИЕ
МОЩНОСТИ МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ ТОЛЩ
мопяпыуЯтпп.|П0ДЗСМ"«Х В0Д "а Ф°РмиРование мощности многолетне-
мерзлых толщ имеет большое значение и подробно рассматривается в
гл. л. поэтому в настоящем параграфе укажем только основные поло-
жения этой проблемы.
Развитие мерзлых толщ совершается в динамическом тепловом
взаимодействий с подземными водами. Характер и интенсивность воз-
действия подземных вод на мощность мерзлых толщ проявляются по-
разному в различных гидрогеологических структурах.
Это связано с тем, что в гидрогеологических массивах, в артезиан-
ских бассейнах и в гидрогеологических горно-складчатых областях ус-
ловия питания, разгрузки, режим, динамика, химизм и температура вод
существенно различны и определяются особенностями геологического
и геоморфологического строения и мерзлотными условиями.
Тепловое взаимодействие подземных вод и многолетнемерзлых
толщ обусловлено конвективным теплообменом между ними. Интенсив-
ность последнего определяется пространственным взаимоотношением
мерзлых толщ и водоносных горизонтов, их динамикой, характером во-
дообмена и температурным режимом подземных вод.
Наибольшее тепловое воздействие подземных вод на мерзлые тол-
щи отмечается при их непосредственном контакте. Разобщенность во-
доносных горизонтов с мерзлыми породами водоупорным пластом или
безводной толщей приводит к ослаблению теплового взаимодействия
подземных вод с мерзлыми породами.
Значительное отепляющее воздействие подземных вод на мерзлые
толщи оказывают термальные воды, связанные с глубинными разло-
мами, а также артезианские воды, восходящие с больших глубин.
Решающее значение при этом имеет интенсивность водообмена.
При больших скоростях движения подземных вод их отепляющее зна-
чение велико. Застойный характер подземных вод почти полностью
исключает тепловое воздействие даже при контакте мерзлых толщ с во-
доносными горизонтами.
VIII-6. ВЛИЯНИЕ ПРОЦЕССОВ АККУМУЛЯЦИИ ОСАДКОВ,
ЛИТОГЕНЕЗА, ДЕНУДАЦИИ, ЭРОЗИИ И НЕОТЕКТОНИЧЕСКИХ
ДВИЖЕНИЙ НА РАЗВИТИЕ МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ ТОЛЩ
Влияние процессов аккумуляции, литогенеза, эрозии, денудации и
тектонических движений ив ԻЙД;н»еыМ^ТещХ“ш«»“
SX"“и - нельзя еще дать виол-
не определенные и особенно кол’1Чв^ввв^вояТвеввязй с тектоническим
более полно в ВО"Р°“ ° Р,т°р™ „огут расти только при равновесии
^сео\Хкаш" территории и Г=ин осадков в течение до-
статочно длительных промежуню ^р молодых четвертичных мерз-
“лиги и скоростью ее протаивании снизу.
299
В случае равенства этих скоростей аккумуляция осадков и опускание
территории не вызовут никакого увеличения мощности мерзлых толщ.
Последнее может происходить только в случае, когда скорость протаи-
вания снизу вследствие нарушения термодинамического равновесия
меньше скорости накопления мерзлой толщи и ее промерзания сверху.
Наоборот, противоположный случай — поднятие территории в свя-
зи с денудацией поверхности при достаточной скорости последнего про-
цесса должно вообще несколько уменьшить мощность мерзлых толщ.
Но, как правило, процессы денудации настолько медленны по сравне-
нию с процессами поднятия и особенно промерзания, что в горах успе-
вают образовываться даже более мощные мерзлые толщи, чем в де-
прессиях, тем более, что с высотой относительно понижается и сред-
няя температура пород.
Из сказанного выше следует вывод, что неотектоиические движе-
ния, процессы аккумуляции осадков и денудация могут заметно вли-
ять на изменения мощности мерзлых толщ только в случае, когда их
скорость одного порядка со скоростью промерзания (протаивания) по-
род или превосходит последнюю, в противном случае мощности мерз-
лых толщ не зависят от этих факторов.
Аналогичные выводы можно сделать и о влиянии экзотермических
или эндотермических процессов на формирование мощности мерзлых
толщ. Например, при литогенезе осадочных пород выделяется некото-
рое количество тепла, которое принципиально должно влиять на мощ-
ность и температуру образующихся в них мерзлых толщ. Но если эти
процессы разновременны или количество образовавшегося при литоге-
незе тепла несоизмеримо мало по сравнению со всем количеством теп-
ла, прошедшим через породу за время формирования мерзлой толщи,
то влияние тепла литогенеза на промерзание ничтожно и нм можно
пренебрегать.
VIII-7. О КРИОГЕННОМ СТРОЕНИИ МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ ГОРНЫХ ПОРОД
1. Основные понятия и термины
Отличительной особенностью многолетнемерзлых пород, как ука-
зывалось в 1-1, является наличие в них породообразующего минерала—
льда. Все виды льда в горных породах называются подземными льда-
ми. Подземный лед может залегать в толще мерзлых пород в виде
крупных мономинеральных тел (залежей) различной формы и генези-
са, находиться в породе в виде линзочек и прослоев разнообразной
величины (ледяных шлиров), быть вкрапленным в виде разобщенных
между собой кристаллов, а также заполнять поры в породах (лед-це-
мент). Размер ледяных включений в породах, их форма и сочетание
друг с другом и с минеральной составляющей породы, распределение
в плане и в разрезе создает особенности строения и сложения много-
летнемерзлых пород: криогенное строение мерзлых толщ, криогенную
текстуру и криогенную структуру мерзлых горных пород.
Многолетнемерзлые толщи могут состоять из пород одинакового
генезиса и состава или из сочетания пород разных по происхождению
и литологическим особенностям; различные породы могут иметь нео-
динаковое содержание льда, его пространственное распределение и т. д.;
в мерзлые толщи бывают включены мономинеральные ледяные залежи,
различные по генезису, форме и условиям залегания. Все эти особен-
ности определяют макрооблик многолетнемерзлых пород, криогенное
строение мерзлых толщ в целом.
300
личине,Д’пРцеломЮотнос>|тельвоР№бЙ породе " в1ме Различных но ве-
пропластков, слоев зерен и илю..» "? ?”д"мых глзз°" линз,
няющий попы П плппп?С/Н и вклю чсяии другой формы, а также запол-
ни (криотекстипи^ Та ^ед‘цемеит)•определяет ее криогенную тексту-
ющим. UPJ)- Такой подземный лед называется текстурообразу-
меозлых папапеКпСкУР°й понимается совокупность признаков сложения
женпем и обусловленная ориентировкой, относительным располо-
ч Р спРеДелением (равномерным, неравномерным, ритмичным
мента Различиых по форме и размерам ледяных шлиров и льда-це-
Криогенная структура (криоструктура) — строение мерзлой гор-
н _ породы, обусловленное взаимным расположением, величиной и фор-
мой минеральных частиц и их агрегатов, характером поверхности этих
частиц агрегатов, а также наличием и характером связей между ними,
в первую очередь видом льда-цемента. Криоструктура мерзлых пород з
настоящее время изучается главным образом на микроуровне, под мик-
роскопом, и отражает особенности их микростроения.
Типы подземных льдов, характер криогенного строения мерзлых
толщ, криогенная текстура и криогенная структура мерзлых горных
пород зависят от состава, генезиса, начальной влажности промерзаю-
щих пород, наличия или отсутствия водоносных горизонтов, а также
от условий промерзания пород (сингенетического или эпигенетиче-
ского) .
2. Генетические типы льда в мерзлых горных породах
В толщах мерзлых горных пород подземные льды имеют различное
происхождение. П. А. Шумским (1959) выделены три основные группы
процессов, которым соответствует три типа подземных льдов (табл. 25):
1) промерзание увлажненных горных пород приводит к образованию
конституционных льдов-, 2) заполнение полостей разного происхожде-
ния в мерзлых породах обусловливает формирование пещерно-жильных
льдов-, 3) захоронение наземных льдов осадками дает погреоенные
льды. Б. И. Втюрин (1975) конституционные льды называет первичны-
ми внцтригрунтовыми, пещерно-жильные льды — вторичными внутри-
грунтовыми, а погребенные — первичноповерхностными подземными
Л1,Дам”номинеральные залежи в толщах мерзлых пород
указанные генетические типы к вады подземных льдов, за исключена
ЛТекстурообраэующими льдами могут быть все виды
вых подземных’ льдов, а из типа пещерно-жильных
рактером льда-цемента, считаются обычно ледяные тела.
Таблица 25
Классификация генетических типов подземных льдов (по П. А.Шумскому, 1959)
Типы J Подтипы Виды
Конституционные льды лед-цемент сегрегационные льды инъекционные льды жильные конституционные льды
Пещерно-жильные льды жильные льды жильные льды повторно-жильные льды
пещерные льды термокарстово-пещерные льды карстово-пещерные льды
Погребенные льды конжеляционные льды автохтонные льды наледей льды промерзающих водоемов донные льды
аллохтонные речные льды озерные льды морские льды
осадочно-метамор- фические j снежные (инфильтрационные) льды ледниковые (динамометаморфические) льды
образуют определенную пространственную систему. Залежи погребен-
ных, инъекционных, термокарстово-пещерных льдов, даже если их раз-
меры невелики, представлены единичными скоплениями, которые в
разрезах мерзлых толщ закономерно не повторяются. Повторно-жиль-
ные льды, образующие пространственную решетку, относят к мономи-
неральным залежам. От льдов текстурообразующих они отличимы да-
же в тех случаях, когда они малы по величине (см. гл. VII-5).
Среди подземных льдов наибольшее распространение имеют лед-
цемент и сегрегационные льды, далее следуют повторно-жильные, жиль-
ные, инъекционные и другие виды льдов.
Количество погребенных льдов невелико и их залежи имеют ло-
кальное распространение. Условием захоронения льда является накоп-
ление над залежью слоя породы, мощность которого превышает глу-
бину сезонного оттаивания. Это условие наиболее часто выполняется
в горах, где наледные и речные льды, льды многолетних снежников
или снежных лавин погребаются обвально-осыпными накоплениями,
заносятся отложениями селей или горных рек в моменты катастрофи-
ческих паводков. Ледниковые льды погребаются за счет скопления
на их поверхности моренного материала, вытаивающего из тела лед-
ника (абляционной мореной).
3. Криогенная структура мерзлых пород
Криогенная структура свойственна главным образом рыхлым дис-
персным мерзлым отложениям. Она изучается в породах или агрегатах
породы, имеющих массивную криотекстуру. Таким образом шлиры льда
302
KDHOc?a^oRM^n.CT собствен"Ую структуру (разный размер и форму
кристаллов с мнпапп”®нтнровкУ ,1Х оптических осей, взаимоотношение
мп пт п \ минеральными, органическими и воздушными включения-
п ’ ’ а мерзлая дисперсная порода собственную криотекстуру.
t„vv скальных трещиноватых мерзлых породах можно говорить о
структуре ледяных шлиров, но понятие о криоструктуре, например, маг-
I смыслаСК°И ИЛИ метамоРФической невыветрелой породы не имеет
Особенности криоструктуры мерзлых отложений определяются, во-
первых, первичными структурными особенностями осадочной породы
или осадка, во-вторых, теми физико-химическими процессами, которые
происходят в породе при ее переходе в многолетнемерзлое состояние,
в-третьих, характером льдовыделения при промерзании и распределе-
нием в ней породообразующего минерала — льда.
Криоструктура мерзлой дисперсной породы обусловлена главным
образом количеством и распределением в ней льда-цемента и ультра-
микрошлиров льда. В зависимости от заполнения пор льдом различают
(Шумский, 1957) следующие виды льда-цемента: контактный, находя-
щийся в местах контакта частиц скелета; пленочный, обволакивающий
поверхность частиц, оставляя часть пор не заполненными; поровый, за-
полняющий поры целиком, и базальный, образующий основную массу
породы и разобщающий частицы минерального скелета.
Тип ледяного цемента зависит от начальной влажности породы и
от наличия миграции влаги при промерзании. Контактный^ и пленоч-
ный виды цемента образуются в неполно насыщенных водой песчаных
и грубообломочных породах; поровый — в тех же, но водонасыщенных
породах. Глинистые породы обладают как поровым, так и базальным
ледяным цементом. Лед-цемент состоит из мелких кристаллов разно-
образной формы с размерами меньше минеральных частиц. В поровом
льде-цементе форма кристаллов определяется формой пор. Ориентиров-
ка оптических осей кристаллов льда хаотическая (Рогов, 1972). ь поро-
вом и базальном цементе кристаллы обычно ориентируются cb0»mh
главными оптическими осями по нормали к поверхности час ц (
rowolski, 1923; Шумский, 1955). „ввввил гя точных
Базальный тип ледяного цемента в песчаных и гравиино-галечных
отложениях может создавать базальный тип криотекстуры.
крХкспройТоказали, что они
пределением в породах ультраь 1 р Р ых пылеватых cvne-
льднстых сингенетически промерзниIX .. дисперсных час-
ссй И суглинков каРактеризуется наличием^ агрегато^о)Д При” этом гра-
тиц, которые отделены другот дру • счучаях отчетливая, в дру-
вица между льдом и вм криоструктуры (Рогов,
гих — нечеткая, что создает агрегации дисперсных
1972). Такая «l>™CTr|’Y“T^’r,Lx циклах иром’ерзакии-протанвк-
отложений в tie, при мнши н меозлое состояние.
пня и последующем их переход ^ен1|й ссгрегационного и инъек-
CTnvKTVPa шлиров и других лиспмости от формы и
^“,XoSn:e?XVHX-Xen различают структуры (Шум-
ский, 1957):
1) аллотриоморфнозернистую (неправильнозернистую) — крис-
таллы льда неправильные, деформированные под действием окружаю-
щих их других зерен; кристаллографическая ориентировка беспоря-
дочная;
2) панидиоморфнозернистую (призматическую) — кристаллы име-
ют правильную форму и упорядоченную линейную ориентировку;
Рис. 150. Криогенная структура сингенетически промерзших аллю-
виальных суглинков. Видны минеральные агрегаты в базальном ле-
дяном цементе. Увеличение в 2000Х. Фото В. В. Рогова
3) гипидиоморфнозернистую, занимающую промежуточное положе-
ние между двумя первыми. Кристаллы льда или пластинчатые (сплю-
щенные по главной оси) или столбчатые (вытянутые по главной оси).
По размерам кристаллов льда в шлирах структуры могут быть
крупно-, средне-, мелкозернистые, по соотношению их друг с другом —
равномерно- и неравномернозернистые. Изучение структуры ледяных
шлиров, их соотношение с вмещающими породами позволяют в ряде
случаев судить об условиях промерзания пород и формирования их
криогенного строения.
4. Криогенная текстура мерзлых пород
Криогенная текстура мерзлых пород является их важнейшей легко
наблюдаемой характеристикой, непосредственно связанной с их объ-
емной льдистостыо и определяющей во многом их физико-механические
свойства. Криотекстуры многолетнемерзлых дисперсных пород могут
свидетельствовать об особенностях их промерзания, а в сингенетически
промерзших отложениях нести информацию о фациальных условиях их
образования (см. VIII-8). Криотекстуры мерзлых пород изучены до-
статочно полно, однако в отношении их подразделения и условий фор-
мирования не существует единства мнений.
304
[хождешт к соетГва'«5у“.Тлатаым" обо”"" раэЛ1,'"юг° ПР°ИС'
=^ИГ4ХЖм37ааИ₽Н "
под действием эндогенных и ₽ЛХ " по^1еЛУюЩего преобразования
мн=“ ™
=й х?;:,иыхяввлояюта
LitrV’nnnn ₽ ЩИНП0’ЖИЛЬНЫе <в разрывных нарушениях, приурочен-
тп ,|К„ "°Л0АаМ Разли,чиог° происхождения); 3) пластово-трещинные и
трещинно-пластовые (в эффузивных и осадочных сильно метаморфизо-
ванных породах); 4) карстово-трещинно-пластовые (в карбонатных
породах), о) массивные порово-пластовые (в слабо сцементированных
песчаниках), и т. п.
В процессе многократного промерзания—протаивания пород с
жесткими связями трещины в них увеличиваются и появляются новые,
т. е. происходит их криогенная дезинтеграция. Наибольшей криоген-
ной дезинтеграции подвержены верхние горизонты пород. От поверх-
ности земли, с глубиной криогенная дезинтеграция затухает и только
на уровнях, где в течение длительного времени происходили колебания
подошвы мерзлой толщи, образуются горизонты, обладающие высокой
трещиноватостью. Криогенные текстуры пород, подвергшихся криоген-
ной дезинтеграции, называются унаследованными расширенными (на-
пример, унаследованная расширенная трещинная криотекстура гра-
нитов).
Пустоты в породах могут быть заполнены льдом полностью или ча-
стично. В первом случае текстурообразующие льды имеют главным
образом конжеляционное происхождение, во втором — относятся^ как
к конжеляционным, так и сублимационным льдам. В зонах новейших
тектонических подвижек плоскости смещения в мерзлых породах про-
исходят по трещинам, заполненным льдом. Это приводит к изменению
первичной криогенной текстуры и деформациям самих ледяных шлиров.
Криотекстуры рыхлых отложений отличаются разнообразием. Тек-
стурообразующими льдами в рыхлых породах, как указывалось выше,
являются лед-цемент, сегрегационные и, реже, инъекционные н жшъ
ныс льды, образующие шлиры мощностью менее 0,3—0,о м. Некоторые
второстепенные особенности криотекстур могут быть термоы
карстово-пещерным льдом. Жильные и термокарстово-пещерные льды
образуются в результате замерзания в трещинах и в термокарстовых
т$ос?ях свободой воды, т. е. являются .льдами конжеляинонаыын.
В целом криотекстуры рыхлых отложений можно разделить над
Si»=SSSS
™ ы.Пвргруппыс3оювы.т входит большое
процессом сегрегации Д Р пязбитых диагенетическими трещина-
а криотекстура носит унаследованный характер. ~
20 Зак. 98
305
Физические закономерности формирования криотекстур при про-
мерзании дисперсных отложений рассмотрены в гл. V. Однако следует
иметь в виду, что в естественных условиях при разнообразной мерзлот-
но-геологической обстановке на образование криотекстур часто воздей-
ствуют условия и дополнительные факторы, не учитываемые пока в
лабораторных опытах: инъекционные внедрения воды, часто многократ-
ные, повторная сегрегация и др. Такие условия приводят, например, к.
формированию шлпровой льдистости в песках (рис. 151).
Рис. 151. Косослоистая тонкошлировая криотекстура в мелкозерни-
стых аллювиальных песках, прослоями оторфованных. Фото
Г. И. Дубикова
Кроме приведенных в табл. 26 основных видов криотекстур может
существовать целый ряд переходных разновидностей. Например, между
сетчатой (рис. 152) и слоистой криотекстурами существует ряд пере-
ходных криотекстур, которые в зависимости от морфологической бли-
зости к тому или другому виду можно назвать сетчато-слоистыми или
слоисто-сетчатыми. Такие же переходные разновидности существуют и
между слоистой и линзовидной криотекстурами. Криотекстуры решет-
чатая (ячеистая) и блоковая созданы системой параллельных и суб-
перпендикулярных к ним шлиров, т. е. они имеют общий рисунок, но
отличаются по размерам.
По особенностям залегания слоев и линз льда могут выделяться
горизонтальные, наклонные, косые и другие криотекстуры, а по форме
шлиров—волнистые, плойчатые и др. Таких разновидностей может быть
.много. По степени выраженности рисунка можно выделять криотексту-
ры полно и неполно выраженные. Например, неполно выраженная бло-
ковая (унаследованная) текстура показана па рис. 153.
Криотекстуры по толщине ледяных шлиров (по Б. И. Втюрину)
могут быть разделены на микрошлировые (до 0,1 см), тонкошлировые
(0,1 0,5 см), среднешлировые (0,5-2 см), толстошлировые (>2 см).
306
№
п/п
1
2
3
4
5
6
7
8
20*
------------Основные в
Схематическая зарисовка
криогенны Наименование криотекстуры llgayp РЫХЛ» ,т 15 Л " “ л 26
Описание крнотскстуры Для каких отложс-
массивная
лед-цемент (контактный) и пленочный), видимых включений льда нет для песков, диспер- сных глинистых разновидностей
массивная поровая лед-цемент заполняет все поры в породе: льдо- содержание не превы- шает пористости поро- ды в талом состоянии для песков и круп- нообломочных от- ложений
базальная минеральные агрегаты, зерна и обломки «раз- двинуты» текстурооб- разующнм льдом. Льдистость больше по- ристости породы в та- лом .состоянии то же
базально- слоистая (атаксито- вая) агрегаты породы взве- шены в массе льда; лед по объему преоб- ладает в мерзлой по- роде для дисперсных от- ложений
корковая лед образует корки н линзы около крупных обломков; в заполни- теле лед-цемент и ред- кие небольшие ледя- ные шлиры для крупнообломоч- ных пород с пес- чаным и супесча- но-суглинистым заполнителем
порфиро- видная на фоне массивной тек- стуры вкрапления льда в виде гнезд крупных кристаллов для песков, супесей, суглинков и тор- фяников без круп- нообломочных включений
лннзовндная ледяные шлиры в виде линз различной формы и размеров для всех дисперс- ных отложений и торфа, реже для песков
сетчатая
системы наклонно ориен-
тированных взаимно пе-
ресекающихся ледяных
шлиров создают ледя-
ную сетку
то же
307
Схематическая зарисопка
Наименование
криотскстуры
Продолжение табл. 26
Для каких отложе-
нии типична
слоистая
лед в виде выдержанных
слоев различной тол-
щины
то же
решетчатая
(ячеистая)
и блоковая
система горизонтально
залегающих параллель-
ных ледяных шлиров
и вертикальных линз
и прослоев создает
пространственную ле-
дяную решетку
для однородных су-
песчано- суглини-
стых отложений
и глин
Они различаются и по расстоянию между шлирами. Например, часто-
слоистая криотекстура (с расстояниями между шлирами 1,0—0,1 см),
среднеслоистая (1 —10 см), редкослоистая (>10 см).
Рис. 152. Сетчатая криотекстура в морских глинах
(фото Г. И. Дубнкова)
В мерзлых толщах часто наблюдаются сложные формы криоген-
ных текстур, когда шлиры разной толщины и формы создают разного
вида текстуры: более крупные первого порядка, более мелкие — вто-
рого. Например, толстошлировая блоковая криотекстура первого поряд-
ка сочетается с тонкошлировой криотекстурой второго порядка, свой-
ственной породам (ленточным глинам) в блоках (рис. 154).
308
V'"'8' X=EM“™“x no',°« "°
ПРОМЕРЗАНИЯ И ИХ КРИОГЕННОЕ СТРОЕНИЕ
ся на два осиовныхПтипа:РЗаННЯ многолетнемеРзлые породы разделяют-
протННХ^
зТе7^нсеямс„рх„с~
осадок ппевпятился” пеТерПеЛН диатг_енетические изменения, т. е. когда
и -эпигенPTHuneJnrn ” П0р0ду’ А- И- Попов процессы сингенетического
nuurAun-rutiaAvского пРомеРзания отложении называет соответственно
еским и эпигенетическим криолитогенезом, а образующиеся ,
при этом мерзлые породы синкриогенными и эпикриогенными.
1 \ежду этими двумя типами многолетнемерзлых пород нет четкой
границы. Связано это с тем, что осадки, накапливающиеся в условиях
| гидрогенных таликов (подозерных, подрусловых, субмаринных), могут
промерзать в одних случаях весьма быстро, не пройдя еще даже пер-
вых этапов раннего диагенеза. В других — они существуют в талом
состоянии сотни и тысячи лет. За это время они подвергаются глубоким
диагенетическим изменениям и только после этого промерзают. Естест-
венно, что степень изменения осадков в процессе превращения их в по-
роды сказывается и на различиях в криогенном строении последних
при многолетнем промерзании таких таликов. Поэтому одни исследова-
тели относят их к сингенетически или парасингенетически (пара —око-
ло) промерзшим (Катасонов, 1962, 1972), другие —к эпигенетически
промерзшим отложениям (Втюрин, 1975).
Изучением образования и развития мерзлых пород и подземных
льдов, происходящих при их формировании криогенных процессов и
сопутствующих явлений, исследованиями состава и криогенного строе-
ния синкриогенных и эпикриогенных отложений занимается раздел
мерзлотоведения — криолитология (Попов, 1967). Литогенез в области
многолетнемерзлых пород в глубокого сезонного промерзания имеет
существенную специфику, которая проявляется па всех
образования. В силу этого выделяется особый вид a"J°™“a
литогенез. Одним из основных методов изучения четкртичны:х отложе-
Жппмнповавшихся в условиях многолетнемерзлых пород и про
ем^является
по фациальным пР"а"ав " “™е° |й устанавливаются условия их оора-
де в мерзлом состоянии > а в толщах четвертичных от-
зования и перехода в мерзло ° 1Юр0Д или их ассоциации (труп-
ложенин выделяются -фв“ р . фациальные признаки мерзлых
пы фаций, генетические компеже Ь Ю(.т„ смзан„ые с составом
горных пород вк-1“>',“1Т’ч“т“Рхарактером слоистости, распределением
их Органо-минеральной ч , србсгор||ио криогенные особенности,
включений и т. “ “°' Ргец„ые и посткриогенные (сохранившиеся
^Готтанвання) текстуры
Рнс. 153. Крупноблоковая неполно выраженная унаследованная
криотекстура алевритов неогенового возраста. Фото Н. Н. Романов-
ского
Рис. 154. Крупноблоковая криотекстура ленточных глин. В блоках порода
имеет тонкошлировую слоистую криотекстуру. Фото Г. И. Дубнкова
^(см. гл. Х1^артировании И изучепии истории развития мерзлых толщ
1. Сингенетическое промерзание отложений
чип ^ипгл^тн!6»^11 пРомеРза,от отложения, формирующиеся при нали-
......... (сиикпип еРЗЛ0Г0 субстрата. Поэтому сингенетически промерз-
F М КятаЛ °гелп™ могут быть только четвертичные отложения.
сонов 0972) различает два вида сингенеза в накоплении и
* ‘ Р ИИ 0ТЛ0)ке|,ии: субаэральный и субаквальный и соответству-
ющие им виды основных (руководящих) криотекстур (рнс. 155).
Рис. 155. Основные (руководящие) виды криотекстур, обра-
зующиеся при сингенетическом промерзании отложении сезон-
ноталого слоя снизу (4. Б) и водных осадков (В): А-слои-
стые (/ — горизонтальные, 2 —вогнутые, 3 — Bo-™HC™ej• °
поясковые (1-горизонтальные, ’-вогнутые. 3
В —решетчатые и сетчатые (/ — косые, 2 —вертикальные)
Субаэральное сингенетическое промерзание
АР-)’. ।биогенныхДолотных к ДРУ™* слегающим
ности земли. Зимой осадок и СТС и последхкпдп»
п₽“водит к синкр“х
пород.
311
В действительности образование синкриогеиных субаэральных мпо-
голетнемерзлых отложений существенно сложнее. Накопление осадка
на поверхности и переход в многолетнсмерзлое состояние породы у по-
дошвы СТС определяют ряд важных особенностей субаэрального син-
генетического промерзания отложений.
1. Осадки в период их существования в СТС, т. е. от момента се-
диментации до перехода в миоголетиемерзлую породу, претерпевают
ряд диагенетических изменений, описанных в VI-4. Весьма существен-
но, что независимо от состава исходного осадка отложения приобрета-
ют высокую пылеватость.
2. В многолетнемерзлое состояние переходят отложения нижней
части СТС. обладающие высокой льдистостыо (см. VI-4), обычно пре-
вышающей полную влагоемкость породы в талом состоянии. Мощность
льдистого горизонта в подошве СТС тем больше, чем ниже tcp пород.
Для него характерны или толстые ледяные шлиры, или слои высоко-
льдистой породы с базально-слоистой криотскстурой, которые Е. М. Ка-
тасонов назвал «поясками» (см. рис. 120). Конфигурация поясков пов-
торяет форму подошвы сезонноталого слоя. В случае, когда изменяется
положение подошвы СТС, меняется конфигурация и взаимоотношение
поясков. На геологическое значение промерзания пород СТС снизу при
сингенетическом типе криолитогенеза и связанные с этим особенности
криогенного строения многолетнемерзлых отложений различной фаци-
альной принадлежности впервые обратил внимание Е. М. Катасоиоа
(1954).
3. Отличительной особенностью субаэральных сингенетически про-
мерзающих отложений от сходных по фациальной принадлежности по-
род, образующихся в условиях отсутствия многолетнемерзлого суб-
страта, является то, что формирование мерзлой породы происходит за
счет двух источников материала: осадка и влаги, переходящей в се-
грегационный лед. Накопление осадка и поступление влаги в СТС про-
исходят по разным законам. Первое определяется геологическими, фа-
циальными условиями, второе, хотя и связано с ландшафтной (фаци-
альной) обстановкой, условиями дренажа, режимом вод в СТС, но за-
висит сильно от таких составляющих, как количество осадков, сроки
их выпадения, испарение и др. В сочетании они обусловливают влаж-
ностный режим пород в СТС и его динамику. Наличие криогенного во-
доупора во всех случаях способствует увеличению влажности пород в-
СТС, особенно в его подошве. Вместе с тем существуют и различия
во влажностном режиме, влияющем на криогенное строение сингене-
тически промерзающих пород, формирующихся в условиях гумидного,.
семигумидного, семиаридного и аридного климатов, свойственных раз-
ным районам территории криолитозоны. Более льдистые сингенетиче-
ски мерзлые породы (при прочих равных условиях) образуются в ус-
ловиях гумидного климата, менее льдистые — в условиях аридного кли-
мата. В результате существуют географические варианты фаций (по>
льдистости, геохимическим особенностям и т. д.).
4. Переход влаги из СТС в сегрегационные текстурообразующие
льды сингенетически мерзлых отложений, как уже говорилось выше
(см. VI-4), в дисперсных пылеватых отложениях связан с температура-
ми пород — tcp, а также с многолетней динамикой глубин СТС.
А. И. Поповым (1967) показано, что при монотонном осадконакопле-
нии наращивание сингенетически промерзающих отложений происходит
резко, скачками, а не постепенно (рис. 156). Обусловлено это дина-
микой глубин СТС, связанной с колебаниями теплообмена различных
периодов (4—6; 11, 40, 300 лет), сложно накладывающихся друг на
312
в₽СТС( После достпжита moraXcro "змигашем ™а™ости пород
всХХ“Х™р™Т
„„ ппи новом блп» п°т РИ Условии осадконакопления имеет место
в Хголе?н;мРпЧппм °К0М уровне повеРхности земли. В результа-
пяюший собой НИЖП1А1Л состояивв остается горизонт, некогда представ-
л ою часть СТС. Это обусловливает ритмичное
Рис 156. Схема сингенетического накопления и промерзания осадков
при’ периодических изменениях глубин сезонного оуаивання (пери я
иплрбання 40 лет. скорость накопления осадков 1 мм в год). 1 с
« уромя Зе«вой з"“
осадков » сегрегационной''1“о0,6^а°““*’ы^ 1ем2й гго.ерх-
пос™, 4- “у““а“ар“°“н.»“™’ ^'X““TSo*. «а»"™1
“ЮТ.’™?е™^’о“"™(»ТИ. Попову, 1967, с дополнениями.
строение сш^ио^ ««-О-
зонта (ритма) мерзлой иороды алег^^ нег0 порода Ииеет различную
грегационного льда, 11Л“ " оегационного типа: сетчатую, слонсто-
льдистость и криотекстуру Р линзовидную пли массивную. Поя^“
сетчатую, линзовидно-слоисту , , 90%) и слоисто-базальной
обладав очень высокой яьдис^ью (до 90 W и^ в
криотекстурой. Выдержанные п6оазуЮтся в результате многократно-
“ы повторной сегрегда Он! образую^^Р друг на друга „е
го в течение ряда «« ’’“i™ сегретаиионното льда у подошвы СТС.
ностыо оттаявших прослоев Р МНОГолетнего максимума ъот»
Происходит это В ХМс^Ип“еуслов,и. слабых
когда колебания глубин СТ^пр^^^^^, незаачвтельаы (Максиме
ний температурно Р _03
«ее залегает слой, обезвоженный в процессе двухстороннего промерза-
ния пород СТС и имеющий массивную крнотекстуру. Только при на-
личии подтока надмерзлотных вод здесь могут формироваться тонко-
шлнровые линзовидные и сетчатые типы криотекстур с льдистостыо,
близкой к полной влагоемкости. При одном ритме приращения син-
крногенных мерзлых пород в них включаются как высокольдистые про-
слои (образовавшиеся при промерзании снизу), так и малольдистые
(промерзание сверху). Построенные таким образом сингенетически про-
мерзшие отложения различных фаций могут быть отнесены к высоко-
температурному (южному) варианту. Им свойственны следы криоген-
ных явлений, формирующихся при высоких отрицательных температу-
рах и значительных глубинах СТС (изначально-грунтовые жилы, де-
формации, связанные с дифференциальным пучением и др.).
В условиях низкотемпературных мерзлых толщ (ниже —3, —5°С)
значительная часть пород СТС, соизмеримая по мощности с прира-
щениями мерзлой толщи за один ритм, промерзает снизу и обладает
высокой льдистостью (больше полной влагоемкости). Высокольдистые
-отложения относятся к низкотемпературному (северному) варианту.
Для такого рода пойменных, болотных, делювиально-солифлюкционных
и других дисперсных пылеватых отложений характерным является на-
личие в них сингенетических повторно-жильных льдов (см. VII-5). Эти
льды повышают общую льдистость отложений, обусловливая возмож-
ность развития по ним термокарста (см. VII-8), их криогенное строе-
ние существенно зависит от характера полигонального микрорельефа и
воздействия на них растущих ледяных жил. Известно, что осадкона-
копление в пределах полигонов происходит неравномерно. Кроме того,
на полигонах различной формы наблюдается разный характер глубин
•сезонного оттаивания. Так, на плоских безваликовых полигонах £от
изменяется мало, в результате чего формируются субгоризонтальные
слоистые криотекстуры. На валиковых полигонах с центрами, заняты-
ми озерками, глубины СТС дифференцированы: наибольшей величины
они достигают в центре полигонов, наименьшей — на выпуклых вали-
ках. В результате слои льда и пояски у подошвы СТС, горизонтальные
в центре, имеют сильный первичный изгиб вверх около жил.
Смена формы полигонов, а следовательно, и конфигурации подош-
вы СТС при накоплении отложений приводит к срезанию поясков и
шлиров льда и образованию сложного ритмического строения отложе-
ний с сингенетическими повторно-жильными льдами (см. рис. 120) (Ка-
тасонов, 1958).
Сложное сочетание поясков образуется в результате динамики глу-
бин СТС и изменения осадконакопления на склонах в делювиальных
(рис. 157) и других отложениях. Повторно-жильные льды, образую-
щиеся в склоновых отложениях, в процессе их движения приобретают
специфический облик: жилы как бы прогнуты вниз по склону, расщеп-
лены и в целом редуцированы (Гравис, 1967).
Разделение сингенетически промерзших отложений различных фа-
ций на низко- и высокотемпературные разновидности является в опре-
деленной мере условным. Различия в их криогенном строении хорошо
видны для экстремальных случаев, т. е. для отложений, образовавших-
ся при температурах пород, близких к 0° и низких отрицательных.
Между ними существует гамма промежуточных разновидностей. Пере-
ход от южных к северным вариантам фаций осуществляется в диапа-
зоне температур, причем для отложений, различающихся по составу и
влажности в СТС, эти диапазоны различны. В целом чем меньше дис-
персность породы и ниже влажность, тем при более низких tcp имеет
314
"место этот переход Т
отхд~"сфа“"’ "ап-“"°ь
пылеватых песках фац„,° ™±““™х ле™* "ылева?ых супесЛ₽"
.. В вертикальном разрезе тпУ,™ Й “"'“а при —4, _в"С.
- -па ,.х криогенного ‘
Рис. 157. Криогенное строение делювиальных супесей. Видно слож-
ное сочетание «поясков», фиксирующих былое положение подошвы
сезонноталого слоя. Фото Н. Н. Романовского
ций, т. е. подчиняется геологическим закономерностям и изменениям
температурного режима пород в период их формирования. Наиболее
часто льдистость в их разрезе распределена относительно равномерно.
Интенсивное льдонакопление текстурообразующих сегрегационных
и повторно-жильных льдов (см. VII-5) в фациях синкриогенных отло-
жений, обладающих дисперсным составом, высокой влажностью в СТС
и низкими /ср, приводит к их более быстрому накоплению (формирова-
нию) по сравнению с фациальными разновидностями, для которых ха-
рактерен грубый состав, низкие влажности в СТС и относительно вы-
сокие /Ср- Наиболее ярко это проявляется в суровых геокриологичес-
ких условиях (в северной части III, IV и V мерзлотнотемпературных
зонах). Следствием такой особенности образования синкриогенных от-
ложений является, например, нивелирование первичного поименного
рельефа в долинах рек. Здесь на сухих пойменных гривах мерзлый ал-
лювий образуется главным образом за счет поступления минерального
осадка песчаного состава, а в межгрнвных заболоченных понижениях,
где накапливается более тонкий органно-минеральный материал, бла-
годаря главным образом интенсивному сегрегационному льдообразова-
нию и росту жильных льдов.
Субаквальное сингенетическое промерзание представляет, по
Е М Катасонову, промерзание под водой отложений сезоннопроган-
зающего слоя и несквозных таликов под озерами и прибрежной мелко-
315
водной зоной северных морен. Эти отложения не прошли еще стадию
диагенеза. Лнтифнцнрованы они неодинаково, но в целом слабо. В не-
уплотненных осадках образуются неправильные, ломаные, ветвящиеся
на концах линзы льда длиной 30—80 см и толщиной менее 5 см. Они
ориентированы по длинной осн в основном параллельно фронту про-
мерзания, и могут залегать горизонтально, косо и вертикально, созда-
вая в породе ледяную сетку, в различной степени выраженную'
(рис. 158).
Нередко шлиры льда пе-
ресекают осадочные слои.
Это указывает на слабое
уплотнение породы к мо-
менту ее перехода в много-
летнемерзлое состояние.
Отложения, прошедшие
первые этапы диагенетичес-
ких изменений и уплотнен-
ные, при промерзании раз-
биваются решеткой ледяных
шлиров. Шлиры, по мнению
Е. М. Катасонова, образуют-
ся по трещинам, возникшим
вследствие подводной деги-
дратации осадков. Лед вы-
деляется и по плоскостям
наслоения породы. С про-
мерзанием отложений ста-
риц и термокарстовых озер»
а также лагун (Усов, 1967)
связаны включения инъек-
ционных льдов различных
размеров и формы.
Промерзание осадков в
таликах под водоемами сбо-
Рнс. 158. Схема сингенетического промерзания
донных осадков (по Е. М. Катасонову, 1962):
1 — породы, в которых выработано ложе во-
доема; 2 — донные осадки первой (более древ-
ней) генерации; 3 — донные осадки второй
(молодой) генерации; 4— сезонноталый слой;
5 — положение дна водоема на разных стадиях
заполнения его осадками; 6 — верхняя грани-
ца многолетнемерзлых пород на разных ста-
диях заполнения водоема осадками; 7 — гус-
тая сеть сравнительно мелких ломаных ледя-
ных линз и простоек; 8—разреженная сеть
(решетка) сравнительно крупных ломаных про-
слоек и линз, возникших при промерзании
осадков, накапливающихся в более глубоких
частях водоема; 9 — уровень воды в водоеме
на разных стадиях его развития
ку и снизу возможно толь-
ко в условиях развития низкотемпературных мерзлых толщ
(/Ср ниже —5, —7°). В менее суровых геокриологических условиях про-
мерзание происходит преимущественно сверху. Но и в суровых геокрио-
логических условиях при обмелении значительных по площади водо-
емов за счет осадконакопления промерзание донных отложений проис-
ходит также сверху. Это сближает субаквальное сингенетическое (по
Е. М. Катасонову) промерзание слаболитифнцированных водных осад-
ков с эпигенетическим промерзанием отложений. Ряд исследователей
(Втюрин, 1974; и др.) считают промерзание пород, образовавшихся в
условиях таликов под водоемами, разновидностью эпигенетического
промерзания. В. А. Усов (1967), изучавший формирование многолетне-
мерзлых прибрежных морских отложений, выделяет его в качестве осо-
бого диагенетического типа промерзания.
2. Эпигенетическое промерзание пород
В области распространения многолетнемерзлых пород основной»
объем занимают эпигенетически промерзшие породы.
При эпигенетическом промерзании пород с жесткими связями —
магматических, метаморфических и осадочных, главным образом до-
316
^=*1CK,,X’ ~ как уже гов°рилось выше (см. VII-5), криогенное
<тью пооисттетьюеТСЯ псР“о,|ачально» пустотностью (трешиновато-
ния ПУСТОТ Я.кпаж,10СТЬ10' кавернозностыо) и степенью заполне-
упаслелотни^г? КРиоген««е текстуры носят унаследованный или
; ZZ расширенный характер, а лед, заполняющий пустоты
родс’ ОТНОС1,тся преимущественно к конжеляционному (в широком
|мании этого термина). Мономинеральные залежи льда встречают-
ся редко. По генезису лед залежей относится к жильному и карстово-
пещерному (см. VII-5). Криогенное строение мерзлых толщ мало зави-
сит от характера изменения теплообмена на поверхности земли в мно-
голетнем (многовековом) аспекте. Только горизонты пород, многократ-
но промерзавшие и протаивавшие, несут следы криогенной дезинтегра-
ции и имеют несколько повышенную льдистость.
Эпигенетическое промерзание рыхлых отложений преимущественно
кайнозойского возраста приводит к формированию весьма разнообраз-
ного и часто сложного криогенного строения мерзлых толщ. Характер
криогенного строения эпигенетически промерзших пород зависит от
большого числа факторов и условий, которые можно разделить на две
группы. В первую входят факторы и условия, связанные с характером
самих промерзающих отложений, во вторую — геотермические усло-
вия промерзания. К первой группе относится: 1) состав промерзаю-
щих отложений, определяющий возможность миграции влаги при про-
мерзании; 2) степень литификации и связанная с ней начальная водо-
насыщенность отложений, их плотность, наличие слоистости, диагенети-
ческих трещин и т. д.; 3) строение разреза промерзающих отложений,
включая его однородность по вертикали и по площади, чередование в
разрезе глинистых водоупорных и обломочных (песчаных, гравийно-га-
лечных) водоносных отложений; 4) гидрогеологические условия, от ко-
торых зависит возможность подтока влаги по водоносным слоям, т. е.
характер промерзающей системы («открытый» или «закрытый»), а так-
же запасы влаги при открытой системе.
Вторая группа факторов и условий включает: 1) характер измене-
ния теплообмена на поверхности земли (периодические изменения
или резкие, скачкообразные, однонаправленные); 2) однократность
или многократность промерзания; 3) величину потока внутриземного
тепла.
Промерзание толщ гравийно-галечных и песчаных от-
ложений, однородных по составу, приводит к формированию однооб-
разной массивной, массивно-поровой криотекстуры. При полном водо-
насыщении пород до промерзания избыточная влага отжимается вниз.
ЕсТв толще’имеются линзы водоупорных отложений или она под-
стилается водоупорными породами, то в процессе ее промерзания мо-
жет возникать криогенный напор подземных вод. Это свою
ПРИВОДИТ к формированию оазальнои криотекстуры обломочных
отложений,К образованию шлиров и залежей чньекиконноте. льда.
Шлиры часто наследуют первичную слоистость породы. В зале-
жах ’инъекционный лед содержит значительное количество песчаного
31?
«закрытой)'. Промерзание сопровождается только перераспределением
влаги в толще пород в процессе образования криотекстур и обезвожи-
ванием грунтовых отдельностей, которые всегда имеют более низкую
влажность (льдистость), чем порода до промерзания.
В. А. Кудрявцевым показано, что при гармоническом характере из-
менений температур на поверхности льдистость пород постепенно упе.
личнвается по глубине примерно в пределах верхней трети мерзлой
Рис. 159. Схема распределения льдистости в однородной толще дисперс-
ных многолетнемерзлых отложений в зависимости от длины периода ко-
лебаний температур на поверхности Земли (7"): А—для колебаний с Тг,
Б — то же с Тг\ В — то же с Т3 при (T|<T2<T3); Б — при наложении
колебаний с указанными периодами; Д — схема криогенного строения;
Л) — слой с льдистостью, примерно равной начальной влажности; lit —
слои с льдистостью больше начальной влажности; h3— слои с льдисто-
стью меньше начальной влажности
толщи, формирующейся за счет колебаний температур определенного
периода и амплитуд. На глубине, равной около трети мощности, льди-
стость достигает максимума, а ниже по разрезу она постепенно умень-
шается (рис. 159). Обусловлено это сочетанием следующих условий.
С глубиной скорость промерзания уменьшается. Это создает оптималь-
ные условия льдообразования вследствие того, что к фронту промерза-
318
пия успевает подтягиваться достаточное количество влаги из нижеле-
жащих отложений. Однако с глубиной теплообороты в породах умень-
шаются почти в геометрической прогрессии. Это приводит к резкому со-
кращению возможности льдовыделения в нижней части образующейся
мерзлой толщи.
Формирование мпоголетнемерзлых пород при гармонических изме-
нениях с разными периодами колебаний температур — Т начинается
с промерзания за счет колебаний с более коротким периодом (Т|). Эти
короткопериодные колебания проявляются на фоне понижения темпе-
ратур с большей длиной периода (Т2). За счет колебаний с периодом
Т\ формируется высокая льдистость в самых верхних 5—10 м толщи
горных пород (рис. 159, /1).
Если температура поверх-
ности за счет колебаний с
периодом Т2 переходит че- Л,м|
рез—0° и понижается, то
глубина многолетнего про-
мерзания продолжает мед-
ленно увеличиваться, а в
верхней трети мерзлой тол-
______________________ «й-
щи (за счет колебаний с 50г
периодом Т2), составляю- во[
щей уже 15—30 м (рис 159,
Б), льдистость возрастает.
Последнее часто происхо-
дит уже вследствие мигра-
ции влаги в мерзлых дис-
персных отложениях в тече-
ние длительного отрезка
времени. Аналогичным об-
разом меняется льдистость
при увеличении мощности
мерзлой толщи за счет
длиннопериодных колеба-
ний (Тз). В результате
верхняя треть толщи за счет
колебаний с максимальной
длиной периода (Тз) имеет
О 10 70 30 40 50
'°0'- .321
Рис. 160. Кривые распределения влажности в от-
ложениях, промерзших без дополнительного под-
тока влаги (по Т. Н. Жестковой, 1956): а) про-
мерзание при постоянной начальной влажности1
(ш=30%) и температурах на поверхности грун-
та 1— (—5°), 2 — (—3°), 3— (—1,5*), 4- (—1°);
б) промерзание при постоянной температуре на
поверхности и начальной влажности / —20%.
2 — 30%, 3 — 40%
длинои периода (т3) имеет высокую льдистость, начиная почти с при-
поверхностных горизонтов (рис. 159, Г). Здесь породы обладают сло-
истыми и сетчатыми криотекстурами. Постепенно с глубиной расстоя-
ния между горизонтальными прослоями льда увеличиваются, появля-
ется система субвертикальных шлиров, создающая разреживающуюся
по глубине ледяную решетку (рис. 159, Д). Описанные особенности рас-
пределения льдистости и криогенного строения приобретают еще боль-
шую выразительность в том случае, когда степень литификации одно-
родных отложений глинистого состава (морских, гляциально-морских и
других) увеличивается с глубиной, а начальная влажность, наиболь-
шая в верхних слоях, с глубиной уменьшается.
Распределение льдистости и изменение криогенного строения одно-
родных глинистых толщ в случае скачкообразного изменения темпера-
туры на поверхности промерзающего массива изучалось Т. Н. Жестко-
вой (1966). При начальном однородном распределении влажности в
породах накопление льда (при промерзании без подтока влаги в си-
стему) происходит всегда в верхней части, составляющей от половины
до двух третей промерзающей толщи (рис. 160). При этом влажность
319
пород нижней части этой толщи уменьшается. Более значительное на-
копление льда в верхней части разреза промерзающих пород происхо-
дит в случае изменения температуры иа поверхности массива от —Одо
— 1. —1,5°С, т. е. до высоких отрицательных температур. При пониже-
нии температуры поверхности мощность горизонта с повышенным на-
коплением льда увеличивалась, но максимальное значение льдистости
в этом горизонте' снижалось (см. рис. 160, а). Изучение влияния на-
чальной влажности отложений показало, что формирование горизонта
с ясно выраженным максимумом льдистости возможно при промерза-
нии отложений с высокой начальной влажностью, приближающейся к
значению полной влагоемкости. В этом случае в горизонте льдонакоп-
ления образуются решетчатые (ячеистые) криотекстуры, с глубиной
переходящие в неполно выраженные блоковые и массивные. Макси-
мальная толщина шлиров льда составляет
2—3 см, а размер ячеек ледяной решетки
возрастает с глубиной.
В разрезах однородных по составу эпи-
генетически промерзших суглинистых мор-
ских отложений на севере европейской ча-
сти СССР и Западной Сибири на разных
глубинах фиксируются горизонты с повы-
шенной льдистостыо, чередующиеся с ма-
лольдистыми слоями. Исследования
Т. Н. Жестковой показали, что наиболее
вероятной причиной их образования явля-
ются резкие изменения температур на по-
верхности в период формирования мерз-
лой толщи. При этом горизонты с малой
льдистостыо, которым соответствуют мас-
-W- } ш
Рис. 161. Распределение влажности в отложениях
промерзавших а) при однократном скачкообразном
изменении температуры поверхности от —1,5 до
—5°С, б) при двукратном скачкообразном изменении
от —4° до —1,5° и от —1,5 до —5°С (по Т. Н. Жест-
ковой, 1966)
сивные и редкослоистые тонкошлировые криотекстуры, отвечают эта-
пам понижения температуры на поверхности (рис. 161, а). Высоко-
льдистые горизонты со слоисто-сетчатыми и сетчатыми криотекстура-
ми образуются при повышении температуры поверхности промерзаю-
щего массива (рис. 161, 6), когда градиенты температур в мерзлой
толще уменьшаются и влага из подстилающих слоев успевает мигри-
ровать к фронту промерзания.
Промерзание неоднородных толщ рыхлых отложений, в разрезах
которых встречаются как горизонты глинистых пород (относительные
водоупоры), так и водоносные слои и линзы, происходит с дополни-
тельным подтоком влаги, т. е. по «открытой системе». Характер рас-
пределения льдистости и криогенное строение мерзлых толщ в этом
случае отличается большим разнообразием. Наиболее общим для рас-
сматриваемого случая является появление в слоях дисперсных отло-
жений горизонтов с высокой льдистостыо над водоносными (в талом
состоянии) линзами и слоями. Обычно льдистость этих горизонтов
320
больше водоудерживающей способности пород при оттаивании ы
ют"“зав,;с“Рмо™Ш"'е ™"УР“'
ВТ1ГИ n nnnnun 0Т состава ” свойств глинистых отложений, запасов
тсмперат^пДня ппЫХ Слоях’ глУбины залегания и динамики изменения
температур на поверхности пород.
пи^г?>Тл?^ВЫДСЛ,1ТЬ Два хаРактеРных вида взаимоположения высоко-
ПО.1Г..П ризонта в толще глинистого состава, которая подстилается
водоносным (в период промерзания) слоем.
. эысокольдистый горизонт отделен от песчаной или гравийно-
галечнои толщи слоем малольдистых дисперсных пород с массивной
крнотекстурои. Мощность этого слоя изменяется от нескольких де-
сятков сантиметров до 2—3 см. Такой характер криогенного строения
связан с тем, что активное льдовыделение с образованием слоистых
и сетчатых средне- и толстошлнровых криотекстур происходит в отло-
жениях глинистого состава не при 0°С, а при более низких температу-
рах (см. гл. V). Льдистый горизонт формировался на уровне, где усло-
вия для льдовыделения были оптимальными до момента, когда нача-
лось промерзание верхней части водоносного слоя и поступление влаги
из него прекратилось. При промерзании водоносного слоя (горизон-
та) в этом случае происходит отжатие из него избыточной влаги.
Рассмотренный вариант криогенного строения часто встречается в
разрезах речных террас, где супесчано-суглинистые пойменные отложе-
ния подстилаются песчаным русловым аллювием.
2. Горизонт максимального льдонасыщения в отложениях глинис-
того состава прослеживается непосредственно выше водоносного (вта-
лом состоянии) слоя. В этом случае криотекстуры образуются как в
результате сегрегации, так и инъекции воды. Криотекстуры имеют сет-
чатый и ячеистый облик, причем для них характерны более тонкие го-
ризонтальные и толстые (до 5—6 см) вертикальные ледяные шлиры.
Часто такое криогенное строение имеют породы, залегающие над лин-
зами инъекционного льда (Втюрин, 1964) и над пластами слоистого
льда (рис. 162). Образование высокольдистого горизонта несомненно
связано с возникновением замкнутой водоносной линзы в процессе
промерзания, развитием в ней гидростатического напора, который обус-
ловливал инъекции воды в вышележащую промерзшую толщу.
Для эпигенетически промерзающих толщ, неоднородных по соста-
ву характерно наличие залежей подземных льдов различного генези-
са Некоторые из них несомненно имеют инъекционное происхождение
и связаны с промерзанием водоносных горизонтов и слоев в слаболити-
фицированных отложениях (прибрежно-морских, гля“иа^”°’м°рсК"3.
и др). Залежи инъекционных льдов имеют различную форму-и р
меры Над инъекционными льдами, залегающими на небольших,глуб
нах (до 30—40 м) от поверхности, породы сильно деформированы
"’’“«Глинистых кверху) » песчаных’отложений книзу). Лед имеет
bBSSSSS-1" г ‘
321
21 3.» *»
Рис. 162. Пласт сегрегационного льда с горизонтальной слоистостью за
счет сильнольдистых песчаных прослоев, залегающих над горизонтом
песков. В кровле льдонасыщенные морские глины с ячеистой крнотекс-
турой, несущей следы инъекционных внедрений воды. Фото Г. И. Дуби-
кова
Рис. 163. Ледяной «шток» в морских глинах на полуострове Ямал. На
периферийных частях ледяной залежи лед обладает слоистостью; вмещаю-
щие породы деформированы и сильно льдонасыщсиы. Фото I. И. Дуби-
кова
ОднУако'б,™ТВ"ЫМ °бразом к веРх"ей 50—60-метровой части разрез/
° S скважинами моиоминеральиые пласты льда мощно-
стыо до 10—20 м вскрываются и на глубинах 200 м и более.
вепя Чпп!Д0В-НгЯ ЛПНГе«етичсски ПР°МСРЗШНХ морских отложенийсе-
вера -западной Сибири, близких по составу, но различных по возраст .-,
свидетельствуют о том, что более древние и сильнее литифицированные
породы имеют меньшую льдистость, чем более молодые и слаболити-
фицированные (Дубиков, 1967; Баулин и др., 1967).
Промерзание дисперсных отложений, находящихся на разных ста-
диях диагенеза, приводит к их криодиагенетическим изменениям. Отло-
жения обезвоживаются, разбиваются шлирами льда на систему отдель-
ностей, порода в отдельностях уплотняется. Чем меньше уплотнен, ли-
тифицирован, сильнее водонасыщен осадок (порода), тем меньшее
влияние на формирование криотекстур оказывает его первичное сло-
жение, слоистость и т. д. Последующее оттаивание пород сопровож-
дается удалением из толщи избыточной влаги, уплотнением массива в
целом и в то же время сохранением посткриогенных отдельностей.
В новый этап эпигенетического промерзания породы уже имеют
существенно более низкую влажность, большую плотность, а в масси-
ве существует система ослабленных зон по трещинам, диагенетичес-
ким и посткриогенным. При образовании криогенных текстур в этом
случае большое значение имеет сложение промерзающих пород. Шли-
ры льда чаще наследуют трещины и ослабленные места между оса-
дочными слоями. Чем сильнее уплотнена промерзающая порода, тем
более унаследованный характер имеют вновь образующиеся крнотексту-
ры (см. рис. 153).
Таким образом,, наибольшей льдистостью обладают эпигенетичес-
ки промерзшие отложения, накапливающиеся в водной среде, слабо
диагенетически измененные, имеющие литологически неоднородный ха-
рактер, т. е. включающие как глинистые, так и песчаные слон и про-
мерзающие при быстром, скачкообразном понижении температуры на
поверхности земли. Условия для формирования таких высокольдистых
толщ, промерзающих эпигенетически, возникали неоднократно на се-
верных низменностях и были, в частности, в верхнем плейстоцене,
на севере Западной Сибири в период регрессии моря 1см. гл. -\и.
В северных (IV—V) мерзлотно-температурных зонах существуют наи-
более благоприятные условия для длительного существования таких
'°ЛЩМпогохратное многолетнее промерзание и оттаивание пород, свя-
занное с периодическими изменениями теплообмена на иверхнлг
тем пн в петом ведет к нх диагенетическим изменениям, в том числе к
..уплотнению дисперсных от.—.
н к уменьшению льдистости мерзлых толщ в целом на больших иле
щадяУх Такие условия типичны для южной части области мнего.те™у
сами воды («открытая система»).
335
21'
3. Эпигенетическое льдонакопление ниже подошвы
сезонноталого слоя
Многими исследователями отмечалось, что в сингенетически и эпи-
генетически промерзших отложениях супесчано-суглинистого состава
непосредственно ниже СТС до глубины 1 — 1,5 м часто фиксируется
очень высокая льдистость отложений, а иногда и слой сегрегационного
льда мощностью до 20—50 см. Многолетние повторные исследования
позволили установить, что в ряде районов такой горизонт появляется
или увеличивается в периоды короткопериодных похолоданий, а при
потеплениях исчезает (протаивает), давая мелкие термокарстовые про-
садки. Природа и динамика этого льдистого горизонта не изучена окон-
чательно. Ряд исследователей полагают, что его образование связано
с постепенным сокращением мощности сезонноталого слоя после до-
стижения им многолетнего (многовекового) максимума (Белопухова,
1972). Сокращение глубин сезонного оттаивания отложений может быть
связано как с похолоданием климата и понижением tcp пород, так и с
увеличением влажности отложений в этом слое в результате образова-
ния мохового покрова, заболачивания и т. д. При уменьшении мощно-
сти СТС в многолетнемерзлое состояние переходят породы, промерзав-
шие снизу, со стороны многолетнемерзлого субстрата, и обладающие
вследствие этого высокой льдистостыо и криотекстурами, свойственны-
ми сингенетически промерзшим породам.
Объяснить появление высокольдистого горизонта ниже СТС в поро-
дах глинистого состава можно также учитывая наличие миграции вла-
ги в дисперсных отложениях при отрицательных температурах (см.
гл. V) и его особенности в слое годовых теплооборотов (Шейнин, Ше-
велева. 1973). Летом в неуспевшей протаять части СТС и подстилаю-
щих многолетнемерзлых слоях возникает миграция влаги, направлен-
ная сверху вниз, т. е. от подошвы протаивающего слоя, где температу-
ра равна 0°, к слою, где температура имеет минимальное значение.
В силу этого в верхней части мерзлой толщи происходит накопление
льда. Зимой минимальные температуры имеют породы вблизи поверх-
ности, а максимальные — в верхних слоях мерзлой толщи. Поэтому
поток мигрирующей влаги направлен вверх. Однако в летний период
породы имеют высокие отрицательные значения температур, в них со-
держится большое количество незамерзшей воды, и массообменные ха-
рактеристики их максимальны. Зимой температуры пород низкие, ко-
личество незамерзшей воды в породе невелико, и массообменные ха-
рактеристики очень малы. В результате этого поступление влаги в
верхние слон мерзлой толщи летом больше, чем ее потеря зимой. При
понижении /Ср пород льдонакопление должно возрастать, однако вре-
мя, когда влага может активно мигрировать вниз, уменьшается. Види-
мо, для пород разного состава существуют оптимальные температур-
ные условия, способствующие протеканию указанного процесса. Перио-
дическое уничтожение или сокращение мощности приповерхностного
льдистого горизонта связано с его протаиванием при увеличении глу-
бин СТС. Просадки поверхности при его вытаивании невелики и не при-
водят к прогрессивному развитию термокарста даже при отсутствии
стока (см. VI1-8).
В эпигенетически промерзших породах, а также в сингенетически
промерзавших отложениях, процесс накопления которых закончился,
развиваются эпигенетические повторно-жильные льды (см. VI1-5). Раз-
меры этих льдов в таких отложениях зонально увеличиваются при
понижении /ср, тем самым способствуя увеличению льдистости припо-
324
изменениям в^ещающиГпороГпо’п ” ?торичным «риодиагенетическим
ных жил. 1 пород под действием развивающихся ледя-
VIII-9. ПРИНЦИПЫ КЛАССИФИКАЦИИ МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ
ГОРНЫХ ПОРОД
должн^отпТжятк классиФикапия многолетнемерзлых горных пород
даиию тЯ^п&ЖаТЬ об]*ективнЬ|е закономерности их криогенеза. К соз-
мепчлыр тл™ классиФикаНии можно приступить только тогда, когда
ным 17гтс10ЛЩИ Окажутся настолько изученными, что станет возмож-
у новление существенных, главных признаков этих толщ. Оче-
Д ’ -что-эти существенные признаки, определяющиеся особенностями
р ерзания горных пород, и должны быть положены в основу выде-
ления генетических типов. В свою очередь, каждый из них должен
отличаться набором качественных особенностей второго порядка, т. е.
многих других не главных характеристик мерзлых пород. В силу этого
основная классификация должна включать в себя все частные класси-
фикации мерзлых толщ.
Однако выделение основных и второстепенных классификационных
признаков и определение их соподчинения — вопрос далеко не легкий.
Вследствие этого целесообразно предварительно рассмотреть вообще
все возможные признаки подразделения мерзлых толщ, определить зна-
чимость каждого из них и представить их в некоторой схеме.
В мерзлотоведении известно, что характер мерзлых толщ опреде-
ляется геолого-географическим комплексом природных условии. В за-
висимости от такого комплекса условий мерзлые толщи в связи с кон-
кретной обстановкой обладают теми или иными качественными и коли-
чественными характеристиками. На основании вышесказанного все мно-
гообразие возможных классификационных признаков, так или иначе
определяющих особенности мерзлых толщ, целесообразно разбить на
три основные группы: I — геолого-геоморфологическая обстановка и
состав пород; II —- особенности теплообмена в связи с геолого-геогра-
фической обстановкой и III — особенности самих мерзлых толщ и все
их частные характеристики.
Каждая из этих групп должна включать в себя множество призна-
ков. Целесообразно рассматривать, видимо, только наиболее значи-
тельные из них и те, которые наиболее изучены и легче всего увязы-
ваются с характером самих мерзлых толщ.
I. Классификационные признаки подразделения мерзлых толщ
по геолого-географической обстановке и составу пород
1 Подразделение мерзлых толщ по основным гео л ого-стр у к-
турнымэлемептамземяойкоры. Развитие мерзлых пород »
разрывно связано с развитием земной коры. Особу» рать*“Г“
акт неотектонические процессы, сопоставимые но времен» < образов»
таем мерзлых толщ, определившие характер рыхлых образований н
основные черты современного рельефа. Поэтому целесообразно выде-
. типа мерзлых толщ, приуроченных к современным структур
ХурмамзеЗкоры. xUU’—мс« определенным типом
неот|1™иер^м1толщ™мат^жмных ~сла6ым
325
правленности неотектоническнх движении выделяются области, где пре-
обладали поднятия, и области, в пределах которых существенную роль
играли опускания (плиты);
б) мерзлые толщи областей материкового горообразования. Эти
области по интенсивности процессов горообразования разделяются на
области со слабым проявлением процессов горообразования, области
горообразования средней интенсивности и области с весьма интенсив-
ными горообразовательными процессами;
в) мерзлые породы области современных геосинклиналей. Более
дробные подразделения классификационных признаков по геолого-
структурным и неотектоническим особенностям территории могут быть
приняты по существующей классификации Н. Н. Николаева (1962).
2. Перечисленные структурные формы и характер их развития в
значительной степени определяют особенности геоморфологиче-
ских условий, в которых происходит формирование мерзлых толщ.
По этому признаку мерзлые породы целесообразно классифицировать
по соотношению рельефа с общим типом геологических структур на
три группы:
а) многолетнемерзлые породы в пределах аккумулятивных равнин;
б)многолетнемерзлые породы в пределах денудационных равнин;
в) многолетнемерзлые породы в пределах гор и нагорий.
Более детальные подразделения классификации многолетнемерз-
лых пород по мерзлотно-геоморфологическому принципу целесообраз-
но производить по различию главных черт структуры рельефа, а также
по направленности и интенсивности неотектоническнх движений, обус-
ловливающих закономерности мерзлотного состояния и формирования
мощностей мерзлых толщ, например: многолетнемерзлые породы в пре-
делах аккумулятивных равнин, относительно стабильных в тектоничес-
ком отношении, либо с глубоким залеганием коренного основания, либо
с мелким залеганием коренного основания.
Для выяснения закономерностей формирования мощностей мерзлых
толщ, их строения, формирования температурного режима и сопут-
ствующих им мерзлотных (криогенных) физико-геологических процес-
сов и явлений целесообразно далее многолетнемерзлые породы класси-
фицировать по типам и элементам рельефа, например многолетнемерз-
лые породы в пределах речных долин, многолетнемерзлые породы кру-
тых и пологих склонов и т. д.
При построении частной классификации многолетнемерзлых пород
по мерзлотно-геоморфологическому принципу могут быть использованы
существующие геоморфологические классификации (например, Баше-
нина и др., 1959).
3. Характер гидрогеологической структуры наряду с
другими составляющими геолого-географической среды и процессами
теплообмена определяет конкретные формы взаимодействия подземных
вод с мерзлыми породами, что находит отражение в основных особен-
ностях мерзлых толщ. В целях классификации мерзлых пород по гид-
рогеологическим условиям могут быть использованы типы водонапор-
ных систем, выделенные А. М. Овчинниковым (1960). На этой основе
выделяются четыре типа мерзлых толщ:
а) мерзлые толщи артезианских бассейнов платформенного типа;
б) мерзлые толщи артезианских межгорных впадин и предгорных
прогибов;
в) мерзлые толщи водонапорных систем трещинных вод древних
кристаллических массивов: либо без неотектоническнх деформаций, ли-
бо осложненных неотектоническими движениями и разрывами;
326
соопужений-ЛбрЧТпп^И сочлененных бассейнов подземных вод горных
М0Л0Д0Г0 магматизма, с проявлением* мо
Н, !а™атизма- с современным вулканизмом.
логических ™ВХНп7’ерЗЛЫХ П°РОД В пРеделах выделенных гидрогео-
земных ппп ДУКТУр большое влияние оказывает минерализация под-
Поэтому целесообразно выделять мерзлые породы, фор-
тми Jmuuo ПрИ пРомеРза1П1и водоносных горизонтов с пресными во-
сплриым«И/е^аЛ1п3аЦИелД0/ 1 1^' - солоноватыми (от 1 до 10 г/л), С
со. оными (от 10 до 50 г/л) и с рассолами (свыше 50 г/л).
дальнейшем представляется необходимым классифицировать
мерзлые толщи по основным особенностям их взаимодействия с раз-
личными типами подземных вод мерзлой зоны.
4. Подразделение мерзлых толщ по их генезису, составу и
возрасту производится в соответствии с общепринятыми геологи-
ческими классификациями. Осадочные мерзлые породы, кроме этого,
целесообразно классифицировать по фациальной принадлежности. По
литологическим особенностям многолетнемерзлые породы могут быть
•более подробно подразделены на основе соответствующих инженерно-
геологических, классификаций.
11. Классификационные признаки подразделения мерзлых толщ
по характеру теплообмена
В формировании мерзлых толщ существенное значение имеет об-
щее количество поглощенной коротковолновой солнечной радиации, по-
ступающей на земную поверхность, а также структура радиационно-
теплового баланса Земли. Связующим звеном между радиационно-
тепловым балансом и тепловыми процессами в почве являются эффек-
тивное излучение и теплообороты почвы. Место этих двух характерис-
тик в структуре радиационно-теплового баланса существенно различно
на разных широтах и во многом определяется в зависимости от конти-
нентальности климата. В связи с этим целесообразно выделить следую-
щие типы мерзлых толщ.
*. 1. По ш и роте м е с тн о с т н могут быть выделены южный, сред-
ний и северный типы мерзлых толщ, характеризующиеся определенным
диапазоном величин поглощенной солнечной радиации и эффективного
ИЗЛ^2. По континентальности климата необходимо выделять
типы мерзлых толщ, свойственные морскому (с амплитудами
тур воздуха до 11»), континентальному (с амплипдами о^! до^П и
резко континентальному (амплитуды больше 17®) климату.Каждом,
из этих типов мерзлых толщ соответствуют свои условия формирова
? По₽с7еТк”гРо“ов“ым₽т°е м и е Р а ту р а м почв и грунтов ие-
турами пород от 0 до -1 . “га1>‘ “ °* ** _10.
-« “ftи'е °пе7во“а7оле6а™ Г7мперату р на по-
аерхн'ости земли выделяются следующие градами мерзлых толщ гор
мых пород: состоянии в течение современного
„ер„аоП«да h- uSp'S — мерзлые толщ. «о-
роткопериодныс, существующие в мерзлом состоянии десятки лет; сред-
непериодные — сотни лет и длиннопериодные — тысячи лет;
б) существующие в мерзлом состоянии со времен верхнечетвер*
тичного периода (Q3);
в) со времен среднечетвертичного периода (Qi):
г) со времен нижнечетвертичного периода (Qi) и
д) с дочетвертичного времени.
5. По соотношению средних (/Ср) и экстремальных
fmin и /щах температур пород могут быть выделены три градации
мерзлых толщ: а) когда /щпх<0; б) когда /Ср<0; ^тах>0; в) когда
^mjn<0; kpX).
В первом случае многолетнемерзлые толщи на протяжении всего
периода колебаний температуры являются сливающимися, но их ниж-
няя поверхность периодически перемещается и мощности меняются. Во
втором случае мерзлая толща периодически промерзает и оттаивает
как сверху, так и снизу, и в некоторые периоды времени образуется
или несливающаяся мерзлота, или слоистая. Средняя часть мерзлой
толщи при этом существует на протяжении всего периода. В третьем
случае на протяжении большей части периода колебания температуры
на поверхности земли мерзлая толща отсутствует. Она периодически
появляется только в «холодную» часть периода.
6. По величине теплового потока снизу к подошве
мерзлых толщ целесообразно выделять три градации мерзлых толщ:
а) с малым, б) средним и в) большим теплопотоком, которые соответ-
ствуют геотермическим градиентам: от 0 до 0,02, от 0,02 до 0,04 и бо-
лее 0,4°С/м при коэффициенте теплопроводности, равном 8,38 кДж/(м-
-ч-°С). При этих условиях теплопотоки по градациям определяются
следующим образом: от 0 до 1047,5 кДж/(м2-год), от 1047,5 до 2095 и
свыше 2095 кДж/(м2-год). Величина теплопотока из недр земли сказы-
вается прежде всего на мощностях мерзлых толщ, на их динамике, а
также на скорости промерзания или оттаивания, что, в свою очередь,
определяет распределение льдистости мерзлых толщ и их криогенных
текстур.
7. По величине льдистости мерзлых толщ и соответствую-
щим им многолетним теплооборотам в горных породах це-
лесообразно выделить следующие три градации:
а) мерзлые толщи без включений льда (морозные), с минималь-
ными теплооборотами, связанными только с одной теплоемкостью (без
фазовых переходов);
б) мерзлые толщи малольдистые, с монолитной криогенной тексту-
рой (с влажностью не больше полной влагоемкости), с теплооборота-
ми средней величины (образующимися преимущественно за счет теп-
лоемкости пород и частично за счет фазовых переходов воды);
в) мерзлые толщи сильнольдистые, с прослойками и линзами льда
(влажность которых больше полной влагоемкости), с большими тепло-
оборотами, образующимися в основном за счет фазовых переходов во-
ды и только частично за счет теплоемкости пород.
Эти градации позволят характеризовать не только теплообороты,
но и состав мерзлых толщ, их генезис, условия промерзания и косвен-
но даже будут характеризовать историю формирования мерзлых толщ.
Очевидно, что эти градации будут относиться только к эпигенетичес-
ким мерзлым толщам. Сингенетические толщи, видимо, можно разли-
чать только по общему содержанию льда, без связи их с теплооборота-
ми. Скальные трещиноватые породы, промерзающие эпигенетически,
следует классифицировать особо.
328
формириашГ ' толщ”т' "
дации: р Лых толщ можно выделить следующие три гр а-
ляцин н^«7з™™ых"!оСд;'<О"ВеКТИВ'1ЫМ темоо6ме™м 33 иярку-
распространения с коииеитияным
ррпуппгтиРЗЛЬ'е толщи с конвективным теплообменом у их нижней по-
верхности за счет циркуляции подмерзлотных вод.
ЛИЯНИе конвективного теплообмена за счет подмерзлотных вод
ределяется глубиной их залегания и характером циркуляции. Наи-
лыпее влияние отмечается, когда подземные воды с интенсивной цир-
куляцией контактируют с мерзлыми толщами. С увеличением глубины
залегания подземных вод от нижней поверхности мерзлых толщ н с
уменьшением скорости их движения отепляющее влияние подземных
вод уменьшается;
г) мерзлые толщи с конвективным теплообменом за счет циркуля-
ции воздушных масс по трещинам и карстовым полостям. К первому
типу относятся мерзлые толщи и льды пещер, образование которых
связано с затеканием холодного зимнего воздуха в пустоты земной ко-
ры в условиях затрудненного воздухообмена. Мерзлые породы этого
типа часто образуются в различных горных выработках как в области
распространения многолетнемерзлых пород, так и вне ее.
Циркуляция воздушных масс — явление, довольно распространен-
ное в горных породах, слагающих денудационные равнины с маломощ-
ным и грубодисперсным рыхлым покровом. Циркуляция воздуха про-
исходит в зоне аэрации и непосредственно связана с колебаниями ат-
мосферного давления и режимом уровня грунтовых вод. Мерзлые поро-
ды этого типа отличаются большой динамичностью.
111. Классификационные признаки подразделения мерзлых толщ
по особенностям строения и частным их характеристикам
1. По характеру распространения мерзлые толщи под-
разделяются на следующие разновидности:
а) мерзлые толщи сплошного распространения, в которых сквоз-
ные талики развиты только под крупными реками;
б) мерзлые толщи прерывистого распространения с островами
талых пород, возникновение которых может быть обусловлено какотеп-
ляющнм влиянием поверхностных вод, так и другими особенностями
теплообмена на поверхности земли. По площади мерзлые породы за-
НИМа^Тм °рз'тые°толщи прерывистого распространения, представляю-
щие собой крупные массивы, развитые на общем фоне талых нлн не-
мерзлых отложений. Площадь, занимаемая мерзлыми породами, со-
СТВВН'Мерзлые “лши островного распространения, развитые локаль-
и» лАпааование или сохранение возможно при сочетании ряда бла
условий. По площади они занимают не более
НВСК2Лп"ХхаРрОак™Вру строения мерзлые толщи (по вертикали)
““а) ц"е°Х“““« сплошные “ерЗЛЫе т1Щ“- “е3 П₽°‘
слоев;
329
б) прерывистые (слоистые) мерзлые толщи, где в разрезе наблю-
дается чередование многолетнемерзлых горных пород и талых слоев
«ли тел другой формы.
3. По взаимоотношению мерзлой толщи со слоем се-
зонного оттаивания и промерзания выделяются:
а) сливающиеся мерзлые толщи, где слой сезонного оттаивания
•является кровлей последних;
б) несливающнеся, где между подошвой слоя сезонного промерза-
ния и верхней поверхностью многолетнемерзлой толщи остается талая
прослойка, сохраняющаяся в течение зимы.
4. По генезису многолетнемерзлые толщи подразделяются на:
а) эпигенетические, т. е. промерзшие после накопления и эпиге-
неза пород;
б) сингенетические, т. е. накапливавшиеся и промерзавшие в гео-
логическом смысле одновременно. Сингенетические мерзлые породы по
составу и возрасту относятся к рыхлым четвертичным отложениям;
в) полигенетические, т. е. толщи, по характеру промерзания имею-
щие двухъярусное, реже многоярусное строение. Нижний ярус двухъ-
ярусных толщ слагают эпигенетические мерзлые толщи пород, а верх-
ний — сингенетические.
5. По криогенному строению (криогенным текстурам по-
род) мерзлые толщи подразделяются на:
а) эпигенетические, имеющие унаследованные (по А. И. Попову)
криогенные текстуры, в которых пространственная дифференциация ле-
дяных включений обусловлена первоначальной трещиноватостью,
скважностью или кавернозностыо пород. Среди них можно выделить
криогенные текстуры: унаследованные первичные, в которых объем
льда не превышает объем открытой пористости (скважности или тре-
щиноватости) породы до ее промерзания и унаследованные расширен-
ные, т. е. в которых объем ледяных включений больше объема откры-
той пористости (скважности или трещиноватости), которая имела мес-
то до начала промерзания пород. Унаследованные криогенные тексту-
ры встречаются в скальных и полускальных горных породах;
б) эпигенетические, имеющие миграционно-сегрегационную ,или
конжеляционную криогенные текстуры. В таких мерзлых породах вла-
га в процессе промерзания могла мигрировать или замерзать в пус-
тотах, создавая такое пространственное расположение льда, которое
может не соответствовать первоначальному сложению породы. К по-
родам, обладающим таким типом криогенных текстур, относятся все
рыхлые (четвертичные и дочетвертичные отложения), а также часть
полускальных выветрелых пород;
в) сингенетические мерзлые породы, обладающие криогенными
текстурами, которые возникают в результате перераспределения влаги
в сезонноталом слое при его промерзании. Большая часть криогенных
текстур сингенетических мерзлых отложений создается благодаря про-
мерзанию сезонноталого слоя снизу и переходом нижней части послед-
него в многолетнемерзлое состояние. Благодаря этому объемная льдис-
тость отложений обычно превышает их полную влагоемкость в талом
состоянии;
г) эпигенетические и сингенетические мерзлые толщи с крупными
скоплениями льда, в виде сингенетических и эпигенетических повтор-
ножильных льдов, инъекционных льдов, гидролакколитов, пещерных
льдов и льдов захороненных снежников и ледников.
6. По строению и составу многолетнемерзлые толщи разде-
ляются на:
ЭЭО
яюдощвы сложенные или рыхлыми ПОЛНОСТЬЮ от кровли до
6) имеющие двтхъяп(ХЛ ' ильными породами;
части рыхлыми, aVimjKneli — Т’ °' сложе""ые » верхней
летнемерзлымн породами R пп.«ЛЬНЫМИ ИЛИ полУскальиыми много-
могут отдельно вылепятига пределах толщи рыхлых мерзлых пород
шне отложения. еляться сингенетически и эпигенетически промерз-
лые 7по^опы°пппп!1е!>СTDy цпклов промерзания многолетнемерз-
лые породы подразделяются на: н
многолетнемРпГпп? пР°меРзавшне. т. е. существующие непрерывно в
щсго времени^0” состоянни от начала своего промерзания до настоя-
неоднокРат||° промерзавшие и оттаивавшие, т. е. такие, кото-
1ппг.нТ"НаЧаЛа ИХ многолетнего промерзания до настоящего времени по
р ей мере дважды промерзали и один раз оттаивали или полно-
стью, или сверху, или снизу.
8. По м о щ и о с т и м е р з л ы х т о л щ в зависимости от их состава
при всех прочих равных условиях могут быть выделены следующие
четыре градации:
а) мерзлые толщи предельной мощности, сложенные морозными
скальными породами с большим коэффициентом теплопроводности;
б) мерзлые толщи повышенной мощности, сложенные морозными
рыхлыми отложениями;
в) мерзлые толщи средней мощности, сложенные рыхлыми отло-
жениями с влажностью (льдистостью) не более полной влагоемкости
(^п);
г) мерзлые толщи пониженной мощности, сложенные рыхлыми от-
ложениями, с влажностью (льдистостью) больше полной влагоемко-
сти. В этом случае в процессе формирования мерзлых толщ предпола-
гается возможность интенсивного подтока влаги снизу к фронту про-
мерзания из нижележащих талых водоносных слоев.
9. По динамике мерзлых толщ следует выделять общеприз-
нанные направления развития мерзлотного процесса: деграданнойное,
стабильное и аградационное... Известно, что таких направлений суще-
ствует бесконечное множество как во времени, так и в пространстве
(по глубине). Поэтому целесообразно рассматривать аградационные,
деградационные и стабильные направления в самых верхних горизон-
тах мерзлых толщ у ее верхней границы, у нижней границы и в цент-
ральной части мерзлой толщи. В этом случае могут быть выделены
мерзлые толщи: а) деградирующие по всей мощности, б) деградирую-
щие в верхней части и аградирующне у нижней границы и наоборот,
в) аградирующне вверху и деградирующие внизу, г) аградирующне по
всей толще и т. д. Аналогичные градации могут быть выделены в за-
висимости от времени: короткопериодные деградации, среднепериод-
ные* аградации, длиннопериодные аградации и верхнечетвертичные де-
гпадании и т. п. Наибольший интерес обычно вызывает определение
современного состояния мерзлых толщ, а также история их развития^
В каждом конкретном случае классификационная схема динамики и
uctoS развития мерзлых толщ в том или ином районе должна быть
евоей и находиться в тесной связи с общим ходом теологического раз-
П„иСоа«м“реиии «граА«и»" » атрадзцнн следует выделять раз-
Прьс™ гвманные только с изменением температурного поля, и
«овидности, яэ “ оттаиванием мерзлых толщ и с образова-
вших вновь в этом случае классификационные признаки по лянами-
331
кс и истории мерзлых толщ тесно переплетаются с признаками состава
и строения мерзлых толщ.
Рассмотренные принципы классификации многолетпемерзлых по-
род в дальнейшем должны быть уточнены и доработаны и послужить
основой создания общей генетической и тех частных классификаций
многолетпемерзлых толщ, которые в настоящее время еще недостаточ-
но разработаны.
VIII-10. ШИРОТНАЯ И ВЫСОТНАЯ ЗОНАЛЬНОСТИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ
МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ ТОЛЩ
Как указывалось выше, мощности многолетнемерзлых толщ, как
правило, возрастают с юга на север.
Закономерное возрастание мощности в зависимости только от со-
лярных условий без учета динамики поля температур вследствие ос-
ложняющего влияния всех остальных геологических и географических
факторов и условий подчиняется широтной зональности.
Из главных факторов, влияющих на глубину промерзания (сред-
няя температура воздуха, амплитуда колебаний температуры, состав
пород, их влажность—льдистость), только средняя температура возду-
ха подчиняется широтной зональности, остальные же факторы — азо-
нальны. Поэтому о зональности мощности мерзлых толщ можно гово-
рить только в самом общем смысле, ожидая в то же время многочис-
ленных и частных проявлений азональности в зависимости от тех или
иных влияний и сочетаний азональных факторов.
Все же при прочих равных условиях можно устанавливать гори-
зонтальную ступень изменения мощности многолетнемерзлых толщ.
Для низменных равнин (Западная Сибирь, европейская часть
СССР) горизонтальная температурная ступень колеблется в пределах
150—250 км на 1°С. В соответствии с этой ступенью понижение тем-
ператур пород к северу обусловливает нарастание мощности много-
летнемерзлых толщ в пределах 30—35 м на расстоянии 150—250 км
при геотермическом градиенте 3° на 100 м. В каждом конкретном слу-
чае эти и последующие цифры должны уточняться в зависимости от
конкретных значений геотермического градиента в рассматриваемом
районе и конкретных геологических и географических условий.
Температура воздуха и пород понижается также с увеличением
высоты местности. Этот факт обусловливает высотную зональность
изменения мощности мерзлых толщ. Известно, что при повышении от-
метки местности на 213 м температура воздуха, а следовательно, и
породы понижается на один градус, что соответственно приводит к
увеличению мощности мерзлых толщ на 30—35 м при геотермическом
градиенте 3° на 100 м.
Исключением являются районы с инверсией изменения температу-
ры воздуха в зависимости от высоты местности (Алданский район,
Забайкалье). В таких районах температура воздуха в долинах часто
бывает ниже, чем на склонах и повышается с увеличением высоты до
некоторого предела.
Это явление связано с формированием антициклональной погоды
в этих районах и застаиванием холодного тяжелого воздуха в долинах,
а также со специфическими условиями теплообмена в долинах и на
водоразделах. Последние обусловлены закономерным изменением со-
става пород и их влажности (снос тонкодисперсного материала в до-
лины), что приводит к образованию низкотемпературных мерзлых
толщ в долинах за счет температурной сдвижки. Образование темпера-
332
Рис. 164. Схема наложения высот-
ной зональности на широтную зональ-
ность изменения мощности мерзлых
толщ
^S:,»\"3p"X3M™aTXefiC бМЬШ"“ СР’-
„го,ого "м'1ои' ?s“
харзХ™^^^х^=:х^ТгХек3^х^^
чением отметок и изрезанлости релье-
<ра увеличивается поверхность охлаж-
дения пород и соответственно должны
возрастать и мощности мерзлых толщ.
Кроме того, на высотную зональ-
ность могут влиять все ранее перечис-
ленные азональные факторы (высота
снежного покрова, смена геоботаниче-
ских вертикальных зон, обводненность
пород и пр.).
Из сказанного выше следует, что
широтная зональность изменения мощ-
ности мерзлых толщ осложняется при
наложении на нее высотной зональ-
ности. Влияние такого наложения двух
зональностей на мощности мерзлых
толщ схематически показано на
рис. 164.
На этом рисунке линия Д—В схе-
матически изображает зональное уве-
личение мощности мерзлых толщ с
юга на север при плоской поверхности. При горном рельефе (линия
DEF) мощность мерзлых толщ будет увеличиваться соответственно вы-
соте местности (линия MNK), а се изменение в направлении на север
под влиянием широтной и высотной зональностей изобразится лини-
ей PQR.
Выше указывалось, что на формирование мощностей многолетне-
мерзлых толщ существенное влияние оказывает состав пород и их
влажность, а также характер геологических и гидрогеологических
структур, особенности рельефа (крутизна и экспозиция склонов), ха-
рактер растительного покрова и другие факторы и условия. Влияние
этих факторов накладывается на широтную и высотную 3™альн0™
что приводит к сложной картине распространения м'Р“Ы-„аг°™ько
изменения мощностей Нередко это влияние оказывается настолько
сплышм что шпротная „высотная зональности значительно искажа-
ются“ ^прослеживание представляет значительные трудности.
Глава IX
ТАЛИКИ В ОБЛАСТИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ
МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ ПОРОД
IX-1. ПОНЯТИЯ И ТЕРМИНЫ
В области развития многолетнемерзлых толщ мерзлотные и гидро-
геологические особенности территории в значительной степени опреде-
ляются соотношением в пространственном распространении многолет-
немерзлых и талых горных пород.
Талые и немерзлые горные породы могут занимать пространст-
венно различное положение по отношению к мерзлым толщам: зале-
гать с поверхности (ниже слоя сезонного промерзания), пронизывая
всю мерзлую толщу насквозь или на некоторую глибину, когда ниже
развиты многолетнемерзлые породы; быть ограниченными мерзлыми:
толщами сверху и снизу, со всех сторон; находиться ниже мерзлой
толщи. Различное пространственное соотношение многолетнемерзлых
и талых (или немерзлых) пород определяет условия залегания и ха-
рактер прерывистости мерзлых толщ в разрезах и их распространение
по площади. В связи с этим по условиям залегания талых (немерзлых)
пород целесообразно выделять следующие категории.
Талики или талые (таликовые) зоны, представляющие собой тол-
щи талых или немерзлых горных пород, которые развиты ниже слоя
сезонного промерзания и существуют непрерывно более года. Сезонно-
протаивающие отложения, существующие в талом состоянии менее од-
ного года, таликами не являются. При сплошном распространении мно,-
голетнемерзлых пород по площади, где пространства, занятые талыми
породами, имеют меньшие площади, чем мерзлые толщи, обычно упот-
ребляют название «талики». При островном, массивно-островном и
прерывистом распространении мерзлых пород по площади правильнее
говорить о талых (таликовых) зонах или массивах талых пород. Тали-
ковые зоны представляют собой сочетание таликов различных катего-
рий (см. IX-2), разных по генезису и термодинамическим условиям
существования. Талики и таликовые зоны, окруженные мерзлыми тол-
щами только по боковым поверхностям, т. е. пронизывающие мерзлую
толщу насквозь, называются сквозными, а подстилаемые на некоторой
глубине многолетнемерзлыми породами — несквозными, надмерзлот-
ными или замкнутыми (Сумгин и др., 1940). Неудачным, хотя и встре-
чающимся в литературе, синонимом несквозных таликов является тер-
мин «псевдоталик».
Межмерзлотные талики — талые и немерзлые слои, линзы «ка-
налы», «карманы» и тела другой формы, ограниченные по верхней и
нижней поверхности многолетнемерзлыми горными породами (Х-2).
334
тела%7о?форм™Тгр:,шч'еш,7е с»™' “ '"Ме’“и' аЮ"’ -1тз“ "
породами (Х-2)Р ’ ограниченные со всех сторон многолетнемерзлыми
ниже пбдошш^мрпч” Талых 11 »™ерзлых горных пород, залегающих
лотные талики»МепРп3^Ь,Х Т°ЛЩ’ "е следУет применять термин «подмерз-
псако епкпятпр’ ДаЖе ДЛЯ ТСХ Участков- гДе мощность мерзлых толщ
ТТ П° сРавнению с окружающей территорией. В ряде
М0Ж||0 говорить о частично промерзших или промерзающих
с ерху таликах сквозных или несквозных, когда над талой толщей по-
род, некогда развитой с поверхности, начинает образовываться гори-
зонт многолетнемерзлых пород. Например, промерзающие сверху та-
озер °ЫВа10т Развиты по периферии сокращающихся по размерам
В зависимости от характера залегания талых и немерзлых водо-
носных пород воды, приуроченные к ним, выделяются в различные ка-
тегории по отношению к мерзлым толщам: а) воды сквозных таликов,
б) надмерзлотные воды несквозных таликов, в) межмерзлотные воды,
г) внутримерзлотные воды, д) подмерзлотные воды (см. гл. X).
Особое значение в гидрогеологии области распространения много-
летнемерзлых пород имеют талики, развитые с поверхности. Через них
осуществляется питание и разгрузка вод глубокой (подмерзлотной и
межмерзлотной) циркуляции; генезис таликов и характер их распрост-
ранения влияют на интенсивность водообмена поверхностных и атмос-
ферных вод, с одной стороны, и подземных вод — с другой. Поэто-
му весьма важным является их подразделение с учетом условий,
их происхождения (или существования) и гидрогеологических осо-
бенностей.
IX-2. КЛАССИФИКАЦИЯ ТАЛИКОВ ПО УСЛОВИЯМ
ИХ СУЩЕСТВОВАНИЯ
Известно несколько схем подразделения и классификации тали-
ков по. ряду признаков (по отношению к мерзлой толще, времени су-
ществования, положению в рельефе, обводненности, морфологии талых
тел, основным источникам тепла, идущего на образование таликов,
характера теплоотдачи в них и др.), предложенных Ю. А. Ьилионны
(1955), В. Ф. Тумелем (Сумгин и др., 1940), И. Я. Барановым (в ру-
кописной работе), Н. А. Вельминой (1959), И. А. Некрасовым (19 )г
С’ ECCM°0°othTbUU9^ общую классификацию, выделив
классы хемогенных, военных, радиогенных и, гиJXP—н«;
жает главным образом гидрогеологические особенности таликок
геологическим особенностям тал 1 гической обстановке, аа ка-
структурной и зонально-нояс’ НОвая классификационная
федре мерзлотоведения МГУ разработ н 1970). представ-
схема таликов ^КХё иил^раШ.^ »* 165
ленная в табл. 27. В качестве и дойная схема в боль-
шей “сХТчем’все Известные клаёснфнквцХн. учитывает как „окрмо-
'J
Рис. 165. Блок-диаграммы строения некоторых характерных типов таликов. Радиацион-
но-тепловые талики: А — радиационный безводный, сквозной; Б — тот же, несквозной;
В — дождевально-радиационный инфильтрационный, сквозной; Г — дождевально-радиа-
ционный грунтово-фильтрационный, сквозной. Гидрогенные талики: Д — подрусловой
грунтово-фильтрационный, сквозной; Б —тот же, несквозной; Ж — подрусловой ин-
фильтрационный (инфлюационный), сквозной; 3 — подрусловой напорно-фильтрацион-
ный, сквозной; Я —пойменный (прирусловой) грунтово-фильтрационный, несквозной;
К—подозерный инфильтрационный (инфлюационный), сквозной; Л — подозерный на-
порно-фильтрационный, сквозной; М— подозерный с застойными водами, несквозной.
Гидрогеогенный напорно-фильтрационный, сквозной талик—Н: 1—известняки. 2—пес-
чаники, 3 — переслаивание песчаников и сланцев, / — супесчано-суглинистые отложе-
ния с сингенетическими повторно-жильными льдами (пойменная фация аллювия), 5 —
песчано-гравийно-галечные аллювиальные отложения, 6— суглинки со щебнем делю-
виальные, 7 —трещиноватость пород, 8 — раскарстованностъ карбонатных пород. 9 —
линии разрывных тектонических нарушений. 10 — наледь, // — вода в озерах и реках
и направление ее движения в последних, /2—верхняя н нижняя поверхности много-
летнемерзлых пород, /3 — направление движения подземных вод в зоне постоянного
обводнения пород, /4—направление движения подземных вод в эоне временного обвод-
нения пород, 15 — уровень грунтовых вод, 16 — восходящий источник подземных вод
22 Зак. 98
Тип
Подтип
Радиационный
Классификационная схема таликов
Класс
Безводный
Г рунтово-фильтрационный
Подкласс
Термальный
Таблица 27
Вид
Сквозной
Напорно-фильтрационный
Термальный
Криогидрогалинный
I. Радиационно-тепловой
Тепловой
Безводный
Г рунтово-фильтрационный
Термальный
Напорно-фильтрационный
Термальный
Криогидрогалинный
II. Гвдрогенный (подводно-теп-
Дождевально-радиацион-
ный
Шельфовый (сумбарин-
ный)
Подэстуариевый
Инфильтрационный
Г рунтово-фильтрационный
Напорно-фильтрационный
Застойный
Инфильтрационный
Напор но-фильтрационный
Г рунтово-фильтрационный
Инфильтрационный
Напорно-фильтрационный
Термальный
Термальный
Криогидрогалинный
Криогидрогалинный
К риогидрога линный
Термальный
Термальный
Термальный
К риогидрогалинный
Несквозной
Сквозной
Несквозной
Сквозной
Несквозной
Сквозной
Подозерный Застойный Криогидрогалинный Термальный Сквозной Несквозной
Грунтово-фильтрационный Термальный
Инфильтрационный Термальный Криогидрогалинный
Подрусловой Гру»тжн»м»т|»шо™““ Инфильтрационный Напорно-фильтрационный Термальный Термальный Криогидрогалинный Сквозной Несквозной
Прирусловой (пойменный) Грунтово-фильтрационный Термальный ; Сквозной Несквозной
Напорно-фильтрационный Термальный Крногндрогалнннын
Термальный ft Сквозной Несквозной
ш. Гидрогеогенный (цодио-теп- Безводный К риогидрогалинныи Термальный Сквозной* Неоквозной
IV. Гляииогенный V. Хеыогенний
Безводный Термальный Термальный Сквозной Несквозной Сквозной
VI. Вулканогенный VII. Техиогеии Сквозной Несквозноп
логические, так и гидрогеологические условия и характеристики та-
ликов.
Талики как сложное природное явление (геологическое, гидрогео-
логическое, геофизическое, естественноисторнческое) могут быть оха-
рактеризованы с различных сторон. К числу главных характеристик
таликов могут быть отнесены: а) основные причины и условия, влияю-
щие на их образование и существование; б) геологическое строение и
их геоморфологическое положение; в) гидрогеологические особенности,
включающие характер движения вод, особенности их питания, режи-
ма, температуры; г) особенности теплообмена и характер теплопереда-
чи в таликах; д) положение их по отношению к мерзлой толще;
е) время их возникновения; ж) устойчивость и динамика развития'
Следовательно, талики могут быть классифицированы по большему
числу признаков. Для целей мерзлотно-гидрогеологических исследова-
ний важнейшими характеристиками являются причины их существова-
ния. гидрогеологические особенности, температурная характеристика
подземных вод таликов, положение последних по отношению к мерзлой
толще.
Важнейшие признаки, по которым подразделяются талики, явля-
ются общими для всей области многолетнемерзлых пород. Так, основ-
ные черты радиационно-тепловых процессов на поверхности земли и
теплового воздействия поверхностных и подземных вод на горные по-
роды сохраняются в различных мерзлотно-зональных и геоструктур-
ных условиях. Изменяются только термодинамический уровень радиа-
ционно-теплового обмена, степень теплового воздействия на горные по-
роды, появляются некоторые особенности, которые не могут учиты-
ваться в общей классификации. На этой основе и построена предла-
гаемая классификационная схема (табл. 27). Остальные характеристи-
ки таликов принимаются как частные и в классификацию не включа-
ются. Перечисление их приводится ниже. Все они в определенной сте-
пени подлежат изучению при исследовании таликов.
Причинами существования и возникновения таликов могут быть
особенности радиационно-теплового баланса на поверхности земли,
тепловое воздействие водных покровов, теплопривнос в горные породы,
осуществляемый подземными водами, окислительные реакции в горных
породах, проходящие с выделением тепла, воздействие молодого вул-
канизма. Но в большинстве случаев существование таликов опреде-
ляется воздействием группы причин: радиационно-тепловых процессов
и подземных вод, водных покровов и подземных вод. Тепловой режим
сквозных таликов всегда определяется также потоком тепла из недр
земли, т. е. зависит от геоструктурных условий.
Типы таликов в классификационной схеме выделены по основным
причинам их образования; при выделении подтипов эти причины дета-
лизированы и уточнены. Классы таликов выделены по их гидрогео-
логическим особенностям, подклассы — по температурным особенно-
стям подземных вод, а виды — по отношению таликов к мерзлой тол-
ще. Подчеркнем, что понятие «основная причина», применяемое при
выделении типов таликов, является в ряде случаев условным. Часто
тепловое воздействие на температурный режим горных пород со сто-
роны подземных вод бывает решающим для существования некоторых
категорий таликов в двух первых типах.
Талики (и талые зоны) по «основным причинам» их формирования
подразделены на семь типов.
Тип 1 Радиационно-тепловые талики, причиной возникновения и
существования которых является радиационно-тепловой обмен на по-
340
ванию Спппп»итИ И В приповеРх,1Остном слое, приводящий к формиро-
годовых колебаНи27РисТТбП5?д2?).ГОр,,ЫХ П°Р°Д У ПОДОШВЫ слоя
в оезультлтпГИД-РОГеННЫе (подводн°-тепловые) талики, формирующиеся
nonaJm. Э'Те отепля1°щего воздействия водоемов и водотоков на тем-
пппп УР <И режим Донных слоев горных пород. Температуры в донных
ородах бывают или положительными (под пресными и солеными во-
fl мами и водотоками), или отрицательными, не превышающими точ-
ку замерзания минерализованных вод (под солеными водоемами)
(рис. 165, Д—М).
Тип III. Гидрогеогенные (водно-тепловые) талики, существующие
в результате напорной восходящей фильтрации подземных вод глубо-
кой (подмерзлотной или межмерзлотной) циркуляции по тектоничес-
ким дизъюнктивным нарушениям, пластам водопроницаемых пород
пликатнвных структур или раскарстованным зонам. Воды таких тали-
ков разгружаются в виде субаэральных источников, дающих начале
водотокам (рис. 165, Н).
Тип IV. Гляциогенные талики, существующие под ледниками, тем-
пература которых у их ложа близка к 0°С. Породы, слагающие ложе
таких ледников, или их частей, находятся в талом состоянии. Обычно
они обводнены. Воды таких таликов образуются при таянии льда за
счет потока внутриземного тепла или (и) поступают с поверхности
ледника по трещинам и промоинам в его теле. Необводненными оста-
ются только породы массивнокристаллические, тектонически ненару-
шенные, зона экзогенной трещиноватости которых уничтожена благо-
даря экзарационной деятельности ледника. Такие талики по ряду при-
знаков предполагаются под многими ледниками области многолетне-
мерзлых пород, в частности под долинными ледниками Тянь-Шаня
(Горбунов, 1967).
Тип V. Хемогенные талики, возникающие в результате выделения
тепла при окислительных реакциях в толще горных пород. Известны
талики, приуроченные к сульфидным месторождениям и к участкам
возгорания углей как в естественном залегании, так и в отвалах.
Тип VI Вулканогенные талики, существующие в районах активное
вулканической деятельности под влиянием интенсивной теплоотдачи со
стороны магматических очагов, выделения горячего газа, пара и вод.
Этот тип таликов изучен очень слабо. пооизвод-
Тип VII. Техногенные талики, возникающие в результате пронзим
поверхности земли, „ т д. , силу их слабой изучен-
генных таликов на подтипы, классы ид
“0СТВ ™:ГрВХнонпо-теплоиых таликов можно выделить три ИОДГЖ
па таликов. образующиеся за счет большего по-
р а д и а ц и о н и ы ': тг1 ли к , У£жвой экспозиции определен-
ступления солнечной горизонтальными площадками, а также
при умеиьшеыннпн°алРьбмонпо^хнмти илир^^р в р^езулиате^пожароа.
тельно, и отепляющее влияние атмосферных осадков отсутствует
(рис. 165. А. Б).
Тепловые талики, образующиеся в результате комплексного
воздействия ряда факторов, которые приводят к повышению уровня
теплообмена на поверхности земли и у подошвы слоя их сезонного про-
мерзания—оттаивания. Слой сезонного промерзания таких таликов
сложен слабоводопроницаемыми породами, и в силу этого отепляющее
влияние атмосферных осадков не проявляется. Факторами, определяю-
щими появление и существование этой категории таликов, являются
повышение мощности снежного покрова, уменьшение его плотности,
увеличение его отепляющего влияния на участках с разной степенью
заболоченности и др. («Основы мерзлотного прогноза...», 1974).
В ряде случаев разделение радиационных и тепловых таликов ста-
новится затруднительным в силу того, что трудно выделить какой-ли-
бо ведущий фактор, обусловливающий их образование. Например,
только суммарное действие снега повышенной мощности и более высо-
кая инсоляция могут обеспечивать существование таликов на склонах
южной экспозиции.
Дождевально-радиационные талики, образующиеся,
когда положительная температура пород формируется под влиянием
всего комплекса поверхностных условий, в том числе и привнося в
верхние горизонты горных пород инфильтрующимися осадками. Такие
талики с поверхности до глубины, превышающей мощность слоя сезон-
ного промерзания, сложены хорошо водопроницаемыми породами
(рис. 165, В, Г).
В типе гидрогенных (подводно-тепловых) таликов выделяются
пять подтипов таликов.
Шельфовые или субмаринные, талики существуют в
прибрежных участках арктических морей благодаря наличию соленых
морских вод, имеющих обычно отрицательную температуру.
Подэстуариевые талики, развитые под эстуариями и дель-
тами, в приустьевых участках рек, впадающих в море и испытывающих
его воздействие. Причиной их развития является отепляющее воздей-
ствие речных вод при влиянии морских соленых вод, часто имеющих
отрицательную температуру.
Подозерные талики, развитые под озерами различного гене-
зиса (в том числе и старичными) и существующие благодаря отепля-
ющему воздействию озерных вод (рис. 165, К, Л, М).
Подрусловые талики, приуроченные к руслам рек и ручьев
и испытывающие отепляющее воздействие поверхностных водотоков
(рис. 165, Д, Ж, 3).
Прирусловые (пойменные) талики, приуроченные к при-
русловым отмелям, косам, низким, ежегодно заливаемым водой поймам
и вообще к поверхностям, испытывающим временное отепляющее воз-
действие, оказываемое полыми водами и временными поверхностными
водотоками (рис. 165, И).
Отнесение прирусловых (пойменных) таликов к типу гидрогенных
(подводно-тепловых) является несколько условным, так как они носят
промежуточный характер между радиационно-тепловыми и гидроген-
ными таликами. Талики под низкими поймами, ложбинами стока, осу-
шаемыми участками русел (прирусловыми отмелями), руслами времен-
ных пересекающих водотоков, а в северных районах под малыми и
средними реками, поверхностный сток в которых зимой полностью от-
сутствует, являются периодически подводными. Периодически подвод-
ными могут быть и некоторые подозерные талики (под пересыхающи-
342
^ым^ат“° оэерами>- Остальные талики являются постоянно подвод-
яис/иДе?лп«^,ГИ,К1“'е особв"»ос™ таликов для выявления их гене-
кых услояЛ , Сушествованм- Устойчивости при изменении мерзлот-
пв “ территории и т. д. являются их важнейшей характерно-
miY ПАП п Д Ию’ особе"ностям существования и движению подзем-
ных вод в таликах последние целесообразно разделять на классы:
ьезводные, сложенные как водонепроницаемыми, так и водопро-
ницаемыми породами, в которых подземные воды на всю мощность
талика, т. е. до подошвы окружающих его мерзлых толщ, отсутст-
С застойным режимом (застойные), в которых подземные воды не
движутся, находясь в водопроницаемых напластованиях или трещи-
новатых зонах, ограниченных снизу и с боков водоупорами, часто
криогенными (рис. 165, М).
Грунтово-фильтрационные, в которых существует поток грунтовых
вод, двигающихся по уклону. Такие талики сложены в верхней части
водопроницаемыми отложениями, подстилаемыми относительно водо-
упорными породами (рис. 165, Г, Д, И).
Инфильтрационные, или инфлюационные, в которых подземные во-
ды имеют нисходящее, часто близкое к вертикальному направление
движения по водопроницаемым пластам, трещиноватым зонам, разрыв-
ным тектоническим нарушениям, раскарстованным зонам в карбонат-
ных породах. Такие талики являются водопоглощающими и по ним
происходит питание подземных вод глубокой циркуляции (подмерз-
лотных и межмерзлотных) (рис. 165, В, Д, К).
Напорно-фильтрационные, в которых подземные воды имеют вос-
ходящее направление движения по дизъюнктивным нарушениям, водо-
проницаемым пластам в складчатых структурах, раскарстованным зо-
нам в карбонатных породах. Эти талики являются водовыводящими.
По ним происходит разгрузка, вод глубокой циркуляции (рис. Ibo, j.
Грунтово-фильтрационные, инфильтрационные и напорно-фильтра-
ционные талики могут быть постоянно и периодически обводненными
в зависимости от постоянства источника питания подземных вош в ря-
де случаев талики, особенно подрусловые, в течение одной части года
могут быть напорно-фильтрационными, а в другой - нкфнльтрацнош
иымв Это не учтено в классификации. Кроме того, в подрусловых в
прирусловых (пойменных) напорно-фильтрационных и
™ юродтХм образом, такие талики одновременно являются .
ГИтКаВк юдн^ иэТказанното выше, Р«.=
=\^=Ton^=H-e -обснности их тестотвческого
СТР°11о Температурным особенностям^подземные воды^в,талимх^раз-
деляются на два подкла“в> выделены воды, имеющие температуру
л и н н ы е. Как «термальные, выделены вод щнх „5 ацо.
выше О’, т. е. всегда nPeB““BKS””“ „отбыть как пресными, таи
голетнемерзлых горных "°Р°ди вьи,еЛения требует некоторых поясие-
н солеными. Правомерность их выделени р у ааеют вазаае
н„й. Обычно воды в >в“в“"\о»н
положительные температуры. Термальными
если следовать указанию Ф. А. Макаренко (1961) о том, что при ре-
гиональных геотермических исследованиях за нижний предел темпера-
туры таких вод следует принимать температуру у подошвы слоя се
годовых колебаний. Для мерзлых толщ, окружающих водоносные та-
лики, эта температура не превышает 0°. Поэтому она и принята в
качестве нижнего предела термальных вод области многолетней мерз-
лоты. Крногидрогалннными названы высокоминерализованные воды
(соленые и рассолы), имеющие температуру ниже 0°, но выше темпе-
ратуры их замерзания. Н. И. Толстихин называет такие воды криопэ-
гами.
По отношению к толще многолетнемерзлых пород талики разделя-
ются на два вида: сквозные и несквозные.
Помимо подразделения таликов по основным их характеристикам,
учтенным при составлении классификационной схемы, они могут раз-
деляться также:
по геологическому строению, определяющему в значительной мере
гидрогеологические особенности талика и учитывающему соотношение
по площади, мощности и взаимному положению в разрезе водопрони-
цаемых и водоупорных пород. Частично характеристика геологического
строения дается и при выделении классов таликов по их гидрогеологи-
ческим особенностям;
по характеру водопроницаемости водоносных пород в таликах.
Здесь можно выделить: а) поровую и пластово-поровую водопроницае-
мость в рыхлых образованиях, развитых с поверхности; б) порово-тре-
щинно-карстово-пластовую проницаемость в водоносных пластах склад-
чатых структур; в) трещинно-жильную проницаемость в зонах разрыв-
ных нарушений различных по составу пород; г) трещинную проницае-
мость скальных пород коры выветривания; д) трещинно-карстовую про-
ницаемость тектонически нарушенных и раскарстованных карбонатных
пород;
по положению в рельефе или приуроченности к определенным эле-
ментам рельефа могут быть выделены: а) водораздельные, б) склоно-
вые, в) долинные и другие талики. Можно давать и более дробное раз-
деление. Так, долинные талики могут подразделяться на террасовые»
талики высокой поймы, низкой поймы, русловые, конусов выноса нт.д.;
по характеру теплообмена-, а) кондуктивные, б) конвективные»
в) кондуктивно-конвективные;
по устойчивости: а) неустойчивые, б) устойчивые, в) весьма устой-
чивые. При этом устойчивость таликов можно оценивать двояко. Во-
первых, по их распространению в пределах различных мерзлотно-тем-
пературных зон и поясов; во-вторых, по изменению их размеров, тем-
пературного режима и других особенностей, при изменении климата
или природной обстановки в результате хозяйственной деятельности че-
ловека в пределах одной определенной мерзлотно-температурной зоны
или пояса;
по направлению динамики их развития: а) увеличивающиеся па
размерам, б) сокращающиеся по размерам, в) находящиеся в квази-
стационарном состоянии. Кроме того, положение таликов во времени
может изменяться, хотя их размеры существенно не меняются. Так,
смещение испытывают подрусловые и прирусловые талики в связи с
миграцией и фуркацией русла реки;
по времени возникновения таликов относительно формирования
мерзлой толщи: а) первичные, б) вторичные.
В природе талики и таликовые зоны неединообразны по своему
строению. Один вид, класс, подтип, тип талика может закономерно пе-
344
реходить в другой. При этом меняются их основные термодинамичес-
кие условия существования, устойчивость при изменении климатичес-
ких условий, значение для целей водоснабжения и другие особенности.
Приведенная классификационная схема позволяет достаточно полно и
точно охарактеризовать талики, а в таликовых зонах, имеющих неод-
нородное строение, — различные их части.
IX-3. НЕКОТОРЫЕ ЗОНАЛЬНЫЕ И РЕГИОНАЛЬНЫЕ ОСОБЕННОСТИ
РАСПРОСТРАНЕНИЯ ТАЛИКОВ
Распространение различных категорий таликов в области много-
летнемерзлых пород зависит от зональных и высотно-поясных особен-
ностей теплообмена, а также от региональных условий, которые вклю-
чают состав, генезис и свойства рыхлых четвертичных отложений, раз-
витых с поверхности, рельеф, геолого-тектоническое строение, интенсив-
ность новейших движений, сейсмичность, мерзлотно-гидрогеологичес-
кую структуру и др. В природе имеют место закономерные изменения
категорий таликов и площадей их распространения от южной окраины
мерзлой зоны к северу, на которые было обращено большое внимание
В. А. Кудрявцевым (1954) при характеристике мерзлотно-температур-
ных зон в пределах СССР. В первой мерзлотно-температурной зоне су-
ществуют все типы таликов (см.табл.27).
Талики радиационно-теплового типа занимают наибольшие прост-
ранства. Поэтому степень их развития по существу определяет распро-
странение мерзлых толщ по площади. Существенно меньшие площа-
ди занимают в пределах континента гидрогенные талики. Исключение
в некоторых районах представляют только подозерные талики. На-
пример, на некоторых участках приморских равнин Северной Якутии
площадь, занятая озерами, преимущественно термокарстовыми, дости-
гает 40%. Под большей частью из них существуют сквозные и не-
сквозные талики.
В условиях островного и прерывисто-островного распространения
мерзлых толщ (П-З) талые породы занимают обширные территории.
Обычно они представляют собой таликовые площади, включающие та-
лики радиационно-теплового, гидрогенного и иногда других типов.
В горных и плоскогорных районах, особенно с континентальны
климатом (Забайкалье, юг Дальнего Востока, горы Средней Азм и
юга Средней Сибири), широким распространением"°™пи?В oTrit
ционные талики, приуроченные к склонам южной экспозиц . Р
нах с морским климатам (например, в ,та™' ™'“кв дааан-
вуют. Большое значение здесь приобретают -Xow“e-
ные с участками, где благодаря зимнему "'Р'^ ^хкм
иню скапливается снег большой мощности. Вообше
имеют очень широкое Ра™Р“«Ра"™“а " "Р™я их обрХання а
области многолетнемерзлых пород.. Д обусловлено это разлв-
====s=^
его ПЛОТНОСТЬЮ И МОЩНОСТЬЮ).ВЛНЯ1ОС „а пониженных
мер, в Западной Сибири тепловые талн» оор,
3(0б8-7мТЫв\«ов№^Хсп™
растанпя ^мтаы^ера’т’ур aoalyx. и ™£Р^
достаточно влажному лету, а температурная сдвижка незначительна в
силу малых амплитуд колебаний температур на поверхности пород.
В результате тепловые несквозные талики развиты даже в пределах II
мерзлотно-температурной зоны (VIII-9).
На юге Средней и Восточной Сибири с резко континентальным
климатом, отсутствием ветрового перераспределения снега, имеющего
мощность 0,3—1 м, тепловые талики на пониженных заболоченных
участках отсутствуют часто даже в пределах I зоны. Связано это с
резким возрастанием затрат тепла на испарение в течение жаркого
сухого лета, сильным охлаждающим действием моховых покровов,
большой температурной сдвижкой в СТС при высоких типах его кон-
тинентальности. Напротив, сухие участки водоразделов, сложенные по-
кровными суглинками, находятся в талом состоянии. Методы оценки
влияния различных факторов природной среды на формирование ра-
диационных и тепловых таликов рассмотрены в «Основах мерзлотного
прогноза...», гл. VII.
Дождевалъно-радиационные^^лмм, в формировании которых су-
щественную роль иГра^’Г'отбИляющее влияние летних атмосферных
осадков, инфильтрующихся в хорошо проницаемые породы сезонно-
мерзлого слоя, имеют широкое распространение в пределах I и II мерз-
лотно-температурных зон. В I и южной части II зоны они обычно
сквозные, в северной части II зоны преимущественно несквозные.
В III зоне такие талики относятся только к несквозным, встречаются
редко и занимают весьма небольшие площади. Для развития таких
таликов необходимо, чтобы уклоны поверхностей, сложенных хорошо
проницаемыми породами, были невелики. В противном случае боль-
шая часть дождевых вод стекает в виде поверхностного стока. Поэто-
му благоприятными в геоморфологическом отношении являются плос-
кие участки террас и водоразделов, сложенные песками, галечниками
и коренными трещиноватыми породами с маломощным чехлом грубо-
обломочного элювия. Заметим, что в области распространения много-
летнемерзлых пород и глубокого сезонного промерзания огромные тер-
ритории в пределах равнин и плоскогорий покрыты покровными су-
глинками — продуктами криогенного элювиирования подстилающих
их пород, делювиальными и солифлюкционно-делювиальными супесями
и суглинками. В силу этого благоприятные условия для развития рас-
сматриваемых таликов сильно ограничены. Для их образования небла-
гоприятны также все горные районы (за исключением долин рек), а
в пределах равнин — пониженные и заболоченные участки с затруд-
ненным стоком поверхностных вод, где слой сезонного промерзания—
оттаивания полностью водонасыщен. На таких участках выпадающие
осадки по существу не проникают в породы, а следовательно, их тепло-
вое влияние резко ослаблено. В климатическом отношении для разви-
тия дождевально-инфильтрационных таликов благоприятны районы с
•большим количеством жидких осадков, имеющих высокую температу-
ру. Оценка потенциальной возможности образования в современных ус-
ловиях таких таликов с учетом количества тепла, привносимого осад-
ками, была дана А. Б. Чижовым (Чижов, 1966; Романовский, Чижов,
1967), а позже уточнена С. М. Фотиевым (1974, 1977). Классическим
районом развития сквозных дождевально-радиационных таликов яв-
ляется Чульманская впадина, сложенная юрскими песчаниками и пред-
ставляющая собой плато с глубоко врезанными реками, обеспечиваю-
щими совершенный дренаж междуречных массивов. Здесь широко раз-
виты плоские водоразделы с маломощным чехлом грубообломочного
элювия. Коренные породы развиты многочисленными разломами, силь-
346
них ос^дков’^'вьтсокие^их^ темг1епР^^^^^’л'э'' Большое количество лет-
сравнению с t„ до 2°С* ” Р туры обеспечивают повышение Ь- по
Средне-СибитчспгпШп?пКОе разви™е такие талики имеют в пределах
ныеДтХ1ики вст^еч^^?^ ппГ°РЬЯ‘ Ноескв03ные дождевально-радиацион-
кова 1Q6R1 а Л мл - доливе Р- Вилюя (Романовский, Бударин, Вол-
1952^ R nfint.v КЖе вблизи Якутска на Бестяхской террасе (Ефимов,
вод (гл X) слУчаях они служат путями питания бассейнов пресных
распространены в пределах всей области мно-
е немерзлых пород. Они отличаются высокой устойчивостью и мо-
гут существовать даже в самых суровых условиях. Общей тенденцией
изменения гидрогенных таликов при увеличении суровости мерзлотных
условии (понижения /Ср, увеличения мощности мерзлых толщ и криоли-
тозоны) является:
а) уменьшение размеров таликовых зон под водоемами и водото-
ками. Если в южных зонах талые зоны выходят за пределы зеркала
воды в озерах, захватывают бечевники и поймы рек, то на севере они
локализованы только под относительно глубокими частями рек, озер
и эстуариев;
б) появление и затем очень широкое развитие несквозных тали-
ков под малыми и средними реками и озерами;
в) образование слоистых мерзлых толщ и межмерзлотных таликов
при миграции водоемов и водотоков;
г) увеличение роли геологического строения и гидрогеологических
особенностей в формировании гидрогенных несквозных и сквозных та-
ликов. Так, на южной периферии области многолетнемерзлых пород
под всеми водотоками существуют сквозные талики вне зависимости
от состава и свойств аллювиальных отложений. Указанные условия су-
ществуют, например, в южной части бассейна р. Лены. Севернее, в
Центральной Якутии под малыми и средними водотоками развиты не-
сквозные талики. Сквозные талики могут образовываться там, где ал-
лювий имеет грубообломочный состав, значительную мощность и до-
статочно большой расход грунтового потока аллювиальных вод зимои.
Такие условия имеются в предгорьях Верхояиья. „nnnvwte-
В нижней части бассейна р. Левы подавляющее число ИЩИ
вых грунтово-фильтрационных таликов несквозиые. м"“™= “3
ST^e^a^STZ^^ - рустами
обусловлены или напорной восхо^ ^ким Рзонам разрывных на-
^Хй (нИоКФмеЮс™е силБьнойПраскарстованвостн карбонатных пород
" " Гидрогенные и
класса, <термальные>, «вози “пытываюша’ контрастные новейшие
складчатых областях, осо^ен пазвития таких таликов и связанных
движения. служить Момо-Селенняхскаи и Уявд"“;
с ними наледей (V1I-4) могут слу в Верхояно-Колымской гор-
ская кайнозойские тектон“’“™' " „”теиам подвижных в настоящее
£ЖВт"^В т "ляРЛ=»“.
Вследствие этого на некоторых участках Селенняхской впадины он иг
располагаются как бы в шахматном порядке.
Гидрогенные и гидрогеогенные напорно-фильтрационные криогид-
рогалинные талики приурочены преимущественно к артезианским бас-
сейнам платформенного типа с мощной криолитозоиой. Они широко из-
вестны, например, в западной части Якутского, в Тунгусском, Котуй-
ском и др. артезианских бассейнах. Температура соленых вод и рассо-
лов, по имеющимся данным, изменяется от 0 до —6°С, а возможно, и
ниже и имеет тенденцию понижения с юга на север. Так, один из са-
мых южных выходов хлоридных натриевых рассолов с температурой____
О-----0,1° по сквозному напорно-фильтрационному талику, связанному
с тектоническим нарушением, установлен в русле р. Б. Мурбай при-
токе р. Нюи. Разгрузка рассолов создает в подрусловом талике обшир-
ную отрицательную температурную аномалию. Источник .высокомине-
рализованных вод с температурой —6°С известен в долине р. Угорях,
вблизи слияния рек Котуя и Хеты (Ильина и др., 1962). Даже зимой
над выходами таких вод под напорно-фильтрационным таликом суще-
ствуют полыньи.
IX-4. ОБРАЗОВАНИЕ, ДИНАМИКА
И УСТОЙЧИВОСТЬ ТАЛИКОВ
Вопросы образования и динамики различных категорий таликовг
изучены неодинаково. Образование и динамика таликов тесно связаны
с историей и динамикой развития мерзлых толщ, новейшими движе-
ниями, оледенениями и другими геологическими событиями.
Радиационно-тепловые талики формируются и исчезают
благодаря изменениям теплообмена на поверхности земли, связанным
как с многолетней динамикой климата, так и с геологическими процес-
сами (осадконакоплением, формированием криогенного пылеватого
элювия, денудацией и т. д.), меняющими состав и свойства приповерх-
ностных слоев горных пород. Существенное влияние оказывает на них
деятельность человека. При образовании таких таликов в результате
повышения уровня теплообмена на поверхности земли они всегда про-
ходят стадию несквозных. В зависимости от причин, приводящих к
их образованию, состава и мощности мерзлых толщ они могут пре-
вращаться в сквозные. Обычно при потеплении климата в первую
очередь возникают дождевально-радиационные талики, позже тепловые
и радиационные. При понижении уровня теплообмена они исчезают в
обратном порядке. Почти все современные талики радиационно-тепло-
вого типа по отношению к слагающим их породам являются вторичны-
ми, т. е. эти породы в недавнем геологическом прошлом были в мно-
голетнемерзлом состоянии. По отношению к окружающим многолетне-
мерзлым породам они могут быть как первичными, так и вторичными.
Гидрогенные талики в аспектах своего генезиса и динамики
могут рассматриваться только в связи с образованием, динамикой и
исчезновением поверхностных водотоков и водоемов и историей мерз-
лотно-геологического развития территории. Высокой устойчивостью от-
личаются талики под озерами и морем. Динамика последних связана с
трансгрессиями и регрессиями Полярного морского бассейна. Под мо-
рем в восточном секторе Арктики талики с криогалинными водами об-
разуются уже при глубинах воды от 1,8—2 м и выше и имеют темпера-
туры до —1,0° и, возможно, ниже 0°С.
Образование и динамика таликов под пресными водоемами связа-
ны с их отепляющим воздействием (см. VI-5). Глубины пресных водое-
348
сотпо-поясно по мсреПуве1?1чсни«еРСЗ °°’ увсл,1',11ваются зонально я вы-
мята и уменьшав"Гетопеи Z,,CSP°"” мерзлотных условий в «в-
мп существующими на одном "™Ь"°СТ" п°слш"сг° Под озера-
го времени талик пм™-г Д °М месте Длительный отрезок геологическо-
рацв»ХзноГпл. 3"7аи"0"аР"ые о^Ртанив в его конфигу-
мп разменах,,, млн нссквоз11ой характер определяются его плановы-
жимом и пае ; ”°',ul°c,Bm мерзлотных толщ, их температурным ре-
'дсл™"™ температур до,,пых отложений. Наибольшим
пики ппп размеров, форм, времени образования отличаются та-
гкиУ „ °Д TCPM0KaPCT0Db|M" озерами (VI1-8). Например, на примор-
ских низменностях севера Якутии под крупными термокарстовыми озе-
рами существуют сквозные талики с застойным режимом вод, возраст
которых исчисляется не менее чем в 6—8 тыс. лет. Под многими дру-
гими термокарстовыми озерами существуют несквозные талики различ-
ной мощности (от первых метров до 100—200 м), возраст которых ме-
няется от нескольких десятков до нескольких сот лет. Многие термо-
карстовые озера мигрируют (VII-8). Вследствие этого части таликов,
освободившиеся от отепляющего влияния водоемов, промерзают. Под
'новообразовавшимися частями озер идет прогрессивное развитие тали-
ков. При промерзании несквозных таликов вследствие осушения озер
создаются замкнутые водоносные системы и формируются булгунняхи
(VII-3). При промерзании по способу открытой системы сквозных под-
озерных таликов, тяготеющих к южной периферии области многолет-
немерзлых пород, образуются миграционные бугры и «площади» пуче-
ния (V1I-3). Таким образом, региональные и зональные особенности
таликов под термокарстовыми озерами определяют закономерности
распределения различных категорий бугров пучения, что было установ-
лено, в частности, для Западной Сибири (Баулин, Белопухова и др.,
1967).
Все талики под термокарстовыми озерами являются вторичными.
Первичные подозерные талики могут быть под глубокими озерами тек-
тонического происхождения, некоторыми ледниковыми озерами и др.
Подрусловые талики, особенно в суровых геокриологических усло-
виях, отличаются высокой динамичностью. В равнинных раноиах и
динамика связана с динамикой русла реки (его миграцией,и ФУР“3_
иней) В горных районах, особенно испытывающих тектоническиепод
ик преобладает донная эрозии рек. а боковая мяграцпя о грани, на.
В силу этого динамика таликов в большей степени связана с изменена
ем гидрогеологического режима рек Р^Хивыми' подрусло-
ледообразованием и др. пропи*а««-н’ые п0 КОТОрым ироно-
выми таликами являются напор ио ₽ СТОка. с такими тали-
ходит разгрузка вод глубокого подх тектоническим наруше-
ками, обычно приуроченными канпе (VI14). Талики
НИЯМ, часто связано очень сильное наледоо Рмейш1К и11Жеаий. В этом
часто меняют свое положение'П°д • в03действием восходящего пото-
случае русло реки с“™*а“а ’ да черзлая часть разрывного иару-
ка напорных вод "Рота"“ ,, Р’Т” часть сквозного напорно-фнльтра-
^т’омТлучК' речных «PP^a'XX^Z^'^
фильтрационных чт0 смещение и перестройки вапорно
геогенных таликов о,’ождаются миграцией наледей (VU-4).
обширные наледные полипы.
Гидрогенные подрусловые и гидрогеогснные напорно-фильтраци-
онные талики могут быть как вторичными, так и первичными по отно-
шению к мерзлым толщам. Большая часть таких таликов, видимо, су-
ществуя с начала времени формирования мерзлых толщ, меняет свое
местоположение, формы и размеры.
В последние годы в Верхояно-Колымской горно-складчатой обла-
сти, где мощности мерзлых толщ составляют 200—400 м, установлено
несколько гндрогеогенных напорно-фильтрационных таликов (рис. 165,
Я), образовавшихся совсем недавно. Один из них был обнаружен в
северной части хр. Кулар высоко на склоне долины ручья, на месте пе-
ресечения двух крупных разломов. Ниже талика образуется наледь,
которая привела к гибели деревьев, остатки которых хорошо сохрани-
Рнс. 166. Конфигурация напори»
фильтрационных таликов: А — пр»
наклонном положении водовыводя-
щего разлома; Б — то же, при вер-
тикальном; В — изменение конфигу-
рации талика с момента прорыва
вод на поверхность до установления
его конечных размеров: I — породы
(а) многолетнемерзлые, (б) талые и
(в) сезоннопротаивающие; 2 — раз-
рывное тектоническое нарушение;
3 — границы многолетнемерзлых,
пород (а) установившаяся и на мо-
мент возникновения талика (б); 4
источник; 5 — направление движе-
ния подземных вод
лись до настоящего времени. По талику происходит разгрузка ми-
неральных вод, контуры его заметно меняются (Афанасенко и др.,
1973). Другой такой талик возник в Кыро-Нехаранском наледном рай-
оне Селенняхской впадины на месте оз. Гусиного, обследованного в.
1939 г. П. Ф. Швецовым и В. П. Седовым (1941). При исследованиях,
1972 г. на месте озера была обнаружена куполообразная наледь с
источником подземных вод в ее центре (см. рис. 112, А) (Романовский
и др., 1974). Все районы, где были обнаружены такого рода талики,
относятся к высоко сейсмичным. Возникший талик и наледь находятся,
на линии разлома, к которой приурочен также ряд других гидрогеоген-
ных напорно-фильтрационных таликов. Весьма вероятно, что образова-
ние таликов связано с гидравлическим ударами и прорывом подземных
вод на поверхность в результате сейсмических явлений. Прорывы при-
урочены к тектоническим разломам с высокой водопроницаемостью,,
где мерзлые толши имеют пониженную мощность. Заметим, что такие
талики по происхождению являются сейсмогенными, но по условиям
существования относятся к типу гидрогеогенных. Сейсмические явле-
ния и новейшие тектонические подвижки могут приводить к исчезнове-
нию напорно-фильтрационных таликов.
Конфигурация гидрогенных и гидрогеогенных напорно-фильтраци-
онных таликов в условиях установившегося режима имеет вид ворон-
ки (рис. 166, А, Б) (Чижов, 1964). В связи с этим изменение тепло-
содержания вод за счет теплоотдачи в сторону мерзлой толщи на «вхо-
де» в талик и в месте их разгрузки на поверхность незначительно. Та-
лики, имеющие форму трубы, свидетельствуют о недавнем их возник-
новении и неустановившемся термическом режиме (рис. 166, В). 3aitej
тим, что при увеличении суровости температурного режима мерзлых»
350
обм^наанаСЧпппЛРуеип1еПерИ0ДНЫХ И длиннопеРиодных изменений тепло-
ко градусов пй?мрп С амплитУдамн колебаний температур в несколь-
T,nuv/nn°? размеры талика уменьшаются. Однако такое сокращение
папией ППРТ„ХОДИТ чРезвычайно медленно и сопровождается концент-
Р Д. и выходяи1его потока подземных вод. Поэтому оно не может при-
вести при наличии непрерывного во времени потока вод к перемерза-
нию талика. Видимо, причиной исчезновения напорно-фильтрационных
таликов является главным образом прекращение движения подземных
вод. Оно может быть связано с резким уменьшением водопроницаемо-
сти пород водоносного тракта в результате тектонических движений
или их кальматации, с падением напора, а также с промерзанием
пород в верхней части талика в слое годовых теплооборотов. Последнее
может происходить в таликах с малым расходом воды и низкой их
температурой в аномально холодные, малоснежные зимы или в резуль-
тате антрапогенных изменений. В естественных условиях зимой многие
напорно-фильтрационные талики, образующие небольшие по дебиту ис-
точники, иногда прекращающие свое существование в конце водно-кри-
тического периода (см. X), перекрываются наледями (см. рис. 112»
А, Б). В этом случае тело наледи предохраняет устье талика от зим-
него промерзания. Весной, когда наледь протаивает с поверхности и
снизу под действием восходящих подземных вод, условия для разгруз-
ки последних восстанавливаются. Эта особенность обеспечивает суще-
ствование гидрогенных и гидрогеогенных напорно-фильтрационных та-
ликов с небольшим и даже сезонным функционирующим потоком вос-
ходящих вод в самых суровых мерзлотных условиях.
Весьма своеобразны условия существования инфильтрационных,
точнее инфлюационных, таликов под руслами горных рек, у которых
зимой поверхностный сток отсутствует. Такие талики локализованы в
местах пересечения долинами раскрытых разломов и зон интенсивной
глубокой раскарстованности карбонатных пород. Осенью после прекра-
щения стока воды в реках в таких таликах происходит быстрое паде-
ние уровня подземных вод, по темпу превышающее скорость сезонного
промерзания пород. В результате породы в СМС сохраняют скваж-
ность, обладают малой льдистостыо и высокой водопроницаемостью.
С началом весеннего снеготаяния происходит вливание вод в талико-
вую зону, сопровождающееся быстрым подъемом уровня вод
лением больших масс воздуха. Среднегодовая темпер тур Р
поверхности таких таликов может быть отрицательной.
Глава X
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ ОБЛАСТИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ
МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ ПОРОД И ИХ ВЗАИМОДЕЙСТВИЕ
С МЕРЗЛЫМИ ТОЛЩАМИ
Х-1. ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ВЗАИМНОГО ВЛИЯНИЯ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
И МЕРЗЛЫХ ТОЛЩ ГОРНЫХ ПОРОД
В предшествующих главах указывалось на большое значение гид-
рогеологических условий в формировании мерзлых толщ. С другой сто-
роны, глубокое многолетнее промерзание верхних горизонтов литосфе-
ры существенным образом влияет на гидрогеологическую обстановку
территории. Основные особенности взаимного влияния мерзлых толщ,
подземных вод и описание последних содержатся в работах А. В. Льво-
ва, М. И. Сумгина, Н. И. Толстихина, И. Я. Баранова, П. Ф. Швецо-
ва, В. Г. Петрова, В. М. Пономарева, В. М. Максимова, А. И. Ефимо-
ва, А. И. Калабина, Н. И. Обидина, О. Н. Толстихина, Н. Н. Романов-
ского, С. М. Фотиева, Н. П. Анисимовой, Я- В. Нензвестнова,
Г. Д. Гинсбурга, А. Б. Чижова, В. Е. Афанасенко и других.
В процессе многолетнего промерзания водоносные слои горных по-
род становятся водоупорными, т. е. переходят в новое качественное со-
стояние криоге^цььхводо упоров. При этом изменяются физические
свойства этих пород (водопроницаемость, теплоемкость, теплопровод-
ность и др.), в процессе фазовых превращений воды выделяются
скрытые теплоты льдообразования. При оттаивании промерзших водо-
носных слоев происходит обратный процесс. Криогенные водоупоры
могут пространственно разрывать единые гидродинамические системы
в горных породах, ослаблять связь их отдельных частей. Уменьшается
взаимосвязь поверхностных и подземных вод. Очаги разгрузки и пи-
тания последних локализуются по таликам (см. гл. IX).
В результате многолетнего промерзания пород изменяется харак-
тер залегания и гидродинамический режим водоносных слоев: безна-
порные воды становятся напорными. Напротив, при оттаивании мерз-
лых толщ напор подземных вод может уменьшаться или вовсе исче-
зать. При этом могут меняться направление и скорость движения под-
земных вод. Изменения претерпевают также температурный режим под-
земных вод и их химический и газовый составы. Значительные массы
воды в результате промерзания и перехода их в лед в горных породах
исключаются на длительные периоды времени из круговорота воды в
природе, уменьшается емкость гидрогеологических структур.
Подземные воды, в свою очередь, оказывают воздействие на теп-
ловой режим горных пород начиная с момента и места, где происходит
их питание, и кончая их выходом на поверхность земли.
В процессе своего движения подземные воды: а) меняют теплофи-
зические свойства пород; б) могут обусловливать возникновение кон-
вективных тепловых потоков, которые сочетаются с кондуктивными
352
ние теплообороты а также ?'ч ОС-'Щ“™Я,,|ГГ-Я годовые и мнотолет-
пределяют тепллт/^ ТВКЖС с пот°ком тепла из недр земли; в) перерас-
Ея иГтРмпр^“ НерГИ'° ° ве₽хиих горизонтах пород, тем самым
Соленые пеРГУРНОе П0Ле и Условия развития мерзлых толщ.
cibcDV пй'Ч1и<т.^ГАаСМиЫе’В0ДЬ1 И Рассолы- с одной стороны, сокращают
по нептикйлцИгтп Н°Г0ЛеТНеМерЗЛЫХ П°РОД’ обусловливают прерывистое
nvioTCH rn епПоТр0еНИе меРзлых ТОЛЩ. к°гда слои мерзлых пород чере-
да,,, СЯ С° слоями 11 линзами, содержащими криогалинные воды (крио-
.пп.пйлт"° теР”и,,ологин Н. И. Толстихина); с другой стороны, они
сооствуют образованию более глубокой зоны охлаждения земной ко-
ры (криолитозоны) за счет возникновения естественной плотностной
конвекции и уменьшения (или отсутствия) затрат тепла на фазовые
переходы воды.
Подземные воДы при многолетнем промерзании горных пород в
значительной степени определяют криогенное строение мерзлых толщ,
как эпигенетических, так и сингенетических. Они влияют на образова-
ние криогенных текстур как водоносных, так и водоупорных пород, а
также на особенности распределения мономинеральных залежей льда
(см. гл. VIII). В промерзающих водоносных слоях часто создается
большое внутрипластовое давление воды, в результате чего последняя
может инъекцироваться в сторону наиболее ослабленных зон. Напор-
ные воды, выходя на поверхность земли, образуют наледи, а оставаясь
в массиве промерзающих пород, создают скопления инъекционного
льда, часто значительные по размерам.
Многократное промерзание и протаивание водоносных горных по-
род может приводить к изменению их физического состояния, т. е.
трещиноватости, скважности, сложения, и тем самым менять их вод-
но-фильтрационные свойства.
Х-2. ПОДРАЗДЕЛЕНИЕ И ХАРАКТЕРИСТИКА ПОДЗЕМНЫХ ВОД
ОБЛАСТИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ ПОРОД
В области распространения многолетнемерзлых пород подземные I
воды могут занимать пространственно различное положение. по отно- '
шению к мерзлым толщам и по-разному с ними взаимодействовать.
В настоящее время существует несколько классификации вод этой об- |
ласти, находящихся в жидкой фазе: Н. И. Толстихина,, И. Я• Р ’ '
ва. А. М. Овчинникова, В. М. Пономарева, А. И. Калабина » «И™* I
Наиболее последовательной является классификация К И. Тмстадя
па, в основу которой положено пространственное
подземных вод и мерзлых толщ. Эта классификацияявляемчастиой.
^,£=555==»!
" S ’
воды: а) сезонноталого слоя (СТС) и б) несхвозных
ционно-тепловых. подрусловых, -ан„чевных мерзлыми норола-
Воды сквозных талико . Р них выделяются вады
мн по боковым "»BePx"0C™ ™тоап^нных* грчнтово-фильтрацяои-
ннфильтрацнонных. ,Ш|°Р"“_* имеющие таетойный характер. Сквоз-
ных сквозных таликов и иды ««ютив е яыяюм
“,KW
23 3»к- 98
верхностными и надмерзлотными водами, с одной стороны, с водами
подмерзлотными и межмерзлотными, с другой стороны, т. е. происхо-
дит как питание, так и разгрузка вод глубокого (подмерзлотного и
межмерзлотного) стока. Воды сквозных таликов, подрусловых грунто-
во-фильтрационных и подозерных с застойным режимом, близки по ха-
рактеру к соответствующим видам несквозных таликов.
Под мерзлотные воды — воды первого от подошвы мерзлой
толщи водоносного горизонта, комплекса или трещиноватой зоны. Эти
воды делятся на собственно подмерзлотные, контактирующие и некон-
Б
Рис. 167. Схема различных категорий подземных вод по отношению к мерзлым тол-
шам: А — надмерзлотные воды СТС; Б — воды сквозного дождевально-радиационного-
талика; В — надмерзлотные воды подозерного несквозного талика; Г — воды сквоз-
ного подруслового талика; Д— внутримерзлотные воды; Е—межмерзлотные воды;
Ж — подмерзлотные воды, неконтактирующие безнапорные; 3 — подмерзлотные воды,.
неконтактнрующие напорные; И — подмерзлотные воды, контактирующие напорные;
/ — известняки; 2— доломиты; 3— песчаники; 4 — сланцы; 5 — песчано-галечниковые
отложения; 6— пески; 7 — суглинки; 8— щебень и дресва с супесчаным и суглини-
стым заполнителем; 9 — зона разлома; 10— закарстованность и трещиноватость по-
род; 11— граница многолетнемерзлых пород; 12— свободный уровень подземных вод
тактирующие, т. е. находящиеся с мерзлой толщей в определенном вза-
имодействии, и неконтактирующие глубинные, влияние которых на
мерзлую толщу из-за большой глубины их залегания никак не прояв-
ляется.
Межмерзлотные воды — воды в немерзлых и талых слоях,
ограниченных сверху и снизу многолетнемерзлыми породами. Они име-
ют связь с другими категориями подземных вод.
Внутримерзлотные воды — воды, заключенные в слоях и
линзах, ограниченных со всех сторон мерзлыми породами. Они не
имеют водообмена с другими категориями подземных вод.
Воды сезонноталого слоя питаются преимущественно за счет атмос-
ферных осадков. Подпитывание за счет таяния снежников и выходов
подземных вод из более глубоких горизонтов имеет локальный харак-
тер и не определяет общих черт вод СТС. Особенности формирования.
354
в СТС^тем самыма1?ппо^ЫХ В°Д влияют на процессы теплообмена
глубины и трмпапо Опрсделяя в зрительной степени его динамику
лев?," (см. г" VlTb"' P™' ‘ Та™' НеК°Т0РЬ,е
разделы,„Тлив??1,°т°ка вод в СТС 168>' "а™"ая °т воин
чоны ГПА ааал” 1 Д0 мсстиого базиса эрозии, устанавливаются три
коивектиннлгпепАОСТ’’ Питания вОд- вРемя их существования и степень
ктивного воздействия на температурный режим пород различны.
ит линии водораздела прослеживается зона, где воды возникают
В ПСРИОД дождей. а в период между дождями водоносный го-
ризонт «срабатывается». Таким образом, каждая новая «порция» дож-
девых осадков воды, просачиваясь, попадает непосредственно на мерз-
Рис. 168. Схематический мерзлотно-гидрогеологический разрез отложений се-
зонноталого слоя (от водораздела до тальвега долины): / — дресва и щебень,
заполнитель — песок; 2 — пески с галькой; 3 — галечник с песчаным заполни-
телем; 4 — граница многолетнемерзлых пород; 5 — зона периодического об-
воднения; 6 — зона периодически исчезающего обводнения; 7 —зона постоян-
ного обводнения; 8 — уровень воды в реке
лый водоупор. Здесь эффект конвективного воздействия инфильтрую-
щихся вод на температурный режим пород наиболее значителен. Та-
ким образом, воды СТС в этой зоне питаются преимущественно ин-
фильтрующимися атмосферными осадками, а водоносный горизонт по-
является периодически.
Ниже по склону существует зона, где количество инфильтрующих-
СИ атмосферных осадков соизмеримо с количеством воды. ™егу"а1°-
щей с вьниерасположенных участков. Это зона смешанного атмосфер
но-грунтового питания. Водоносный горизонт здесь существует долы,
ше. чем в первой зоне. Он срабатывается только в период^длительного
отсутствия дождей Это зона периодически исчезающих вод СТС. При
небольших перерывах между выпадением атмосферных осадков проса-
пересыщения "SSbux отложений 'водой возможно их соляфл»^
онное течение (см. гл. V - ) СТС „ожеи ооломочны-
В первой и второ» 3“"“; “ значительная конденсация влага.
Sbo“ кХ-- “ еупеечаво-еугзинвепях он
355
23*
ложениях СТС. В Центральной Бурятии она достигает 45, а в Цент-
ральной Якутии 60 см3 в сутки в 1 м породы, это соответствует сред-
ним модулям подземного стока 0,65 и 0,85 л/с с 1 км2 (Климочкин,
1975). В горных районах в питании вод СТС важное значение может
играть таяние гольцового льда. Последний образуется главным обра-
зом весной, когда талые снеговые воды просачиваются в каменистые
россыпи и замерзают в них за счет низкой температуры породы. Фик-
сация талых вод в виде гольцового льда влияет на высоты весенних
паводков на горных реках, а также несомненно воздействуют на темпе-
ратурный режим пород, хотя это влияние еще слабо изучено.
В третьей зоне, находящейся ниже по склону, водоносный горизонт
в СТС существует с начала оттаивания до конца промерзания этого
IV V ЧТ VI! VIII IX X XI XII I II III
Рис. 169. Схема режима вод СТС
(по А. И. Ефимову и Н. И. Тол-
стихину). Оттаявшая часть СТС:
/ — безводная; 2 — водоносная (в
августе — сентябре уровень воды
поднимается в связи с выпадени-
ем дождей, в декабре — февра-
ле — в связи с промерзанием
СТС); 3— промерзающая часть
СТС. Промерзшая часть СТС: 4 —
безводная; 5 — водоносная (в пе-
риод оттаивания); 6 — многолет-
немерзлые породы
слоя. Доля грунтового питания здесь значительно превышает количе-
ство выпадающих и инфильтрующихся в пределах этой зоны атмосфер-
ных осадков. Последние всегда попадают на слой грунтовых вод и не
имеют непосредственного соприкосновения с верхней поверхностью
мерзлой толшн. Конвективное отепляющее влияние инфильтрующихся
осадков здесь крайне незначительно. Это зона постоянно существую-
щих вод сезонноталого слоя, имеющих преимущественно грунтовый ха-
рактер питания. В этой зоне надмерзлотные воды в процессе зимнего
промерзания сильно влияют на формирование криогенного строения
СТС и часто приобретают напор. Как следствие этого образуются буг-
ры пучения и наледи грунтовых вод (см. гл. VI1-3, 4). Особенности
режима вод СТС в этой зоне показаны на рис. 169.
Присутствие вод в СТС и особенности их существования в каждой
из выделенных зон по-разному воздействуют на теплопроводность и
теплоемкость мерзлых и талых пород, на их влажность в талом, льдис-
тость и криогенное строение в мерзлом состояниях. Таким образом, во-
ды СТС существенно влияют на верхние граничные условия темпера-
турного поля горных пород, с одной стороны, через изменение тепло-
физических свойств пород, определяющих условия кондуктивного теп-
лообмена, с другой — обусловливая особенности конвективного влия-
ния вод в процессе их формирования и движения.
Мощности СТС и время его существования изменяются с юга на
север, а в горных районах—с высотой местности. В зоне постоянного об-
воднения вблизи южной границы ММП £От достигает 2—3 м. Начало
протаивания этого слоя и образования в нем горизонта вод относится к
апрелю, а промерзание начинается в октябре и заканчивается в период
с декабря по март. Таким образом, воды в СТС существуют от 8 до
11 месяцев. На Севере в IV—V мерзлотно-температурных зонах £От со-
ставляет от 10—20 до 70—80 см, а в период существования вод СТС
ограничивается 2—4 месяцами.
.866
поенмушегтаен™ 5TC "мею1 сла6Ую минерализацию. Они относятся
катионов пйаго, К гидР°каРбонатным водам с переменным составом
В Вепхояпп КпГлаЩеНЬ1- органическими веществами и кислородом,
тановленп vnon? ’СК0И гоРн°-складчатой области Р. С. Кононовой ус-
Ся2+ м <чП2- еличение минерализации и повышение содержания ионов
и от вершин к подножиям горных сооружений.
В специфических условиях минерализация подземных вод может
увеличиваться. Так, вблизи побережий северных морей воды СТС обо-
гащены хлоридами натрия и их минерализация достигает нескольких
граммов на литр, а на участках, периодически затапливаемых морем,
даже нескольких десятков граммов на литр. В районах засушливых,
где имеются условия для континентального засоления (Центральная
Якутия, Южное Забайкалье на границе с Монголией), известны соло-
новатые воды СТС содового состава. За счет антропогенных факторов
в селениях и городах повышается минерализация вод СТС. В их со-
ставе, по данным Н. П. Анисимовой, О. Н. Толстихина и др., появляет-
ся хлористый натрий, аммиак, различные кислоты и другие продукты
загрязнения. Например, в Якутске имеются линзы незамерзающих
вод у подошвы СТС с минерализацией до 300 г/л, которые, смещаясь
вниз, переходят в линзы внутримерзлотных вод. Все изложенные об-
стоятельства делают воды СТС малопригодными для водоснабжения
или непригодными вовсе.
Воды СТС участвуют в формировании текстурообразующих льдов
при промерзании СТС и накоплении сингенетически мерзлых отложе-
ний (гл. VIII). В. П. Волковой показано, что минерализация и состав
этих льдов и вод СТС в целом очень сходны между собой. Это опреде-
ляет зонально-пояснь1§и_фациальные различия химического состава
текстурообразующего льда^в-дингенетически мерзлых отложениях и де-
лает возможным по ним палеогидрохймическпе реконструкции.
Воды несквозных таликов — радиационно-тепловых, подрусловых,
поименных и подозерных — относятся к грунтовым, входят в гидроди-
намическую зону свободного водообмена и питаются главным о разом
за счет атмосферных осадков, вод СТС и поверхностных. Воды нескво -
ных субмаринных таликов питаются за счет морских вод, имею .. -
кий к ним состав и относятся к крногалинным. По Н. И. Татспои .
воды несквозных таликов можно подразделить на
когда мощность сезонномерзлого слоя превышает '
зеркала грунтовых вол, и непромерзающие. „“ающие вол»
рпод промерзания полностью дренированы. П -. р Р
приобретают сезонный напор. Та гиков приуроченных к
Воды несквозных радпационно-тепловы,• Т“'“““;„Р к'Рпоровым в
водоразделам, террасам и пологим ' уклоном местности в
трещинным, движутся обычно в ““" "^ Вследствие этого их уро-
имеют преимущественно сезонное пи е В.011стоп„ть полное вето-
вень зимой значительно снижается и «0»^ рви „ в1це „ходящих
щение водоносного гор“э°“тр. Р'имы небольшие наледи, дренкру-
ютс^'р'еч°ВойОсе^ьюЮплн "“^„^'гр^нтовы^Хы0™^^'®-
никв связано^повышетшое Дине пород СМС и o6P«o
ванне 'сезонных бугров пученм. 031МХ талшов обычно гм-
Воды подрусловых и включают аллювиальные грум-
равлически связаны между собой. пою:ТИлающях коренных пород.
ГЖ™ ™“ “ЧМЬ 6',,,ЗК" К ”°Д*“ eKBO3"“’ 367
фильтрационных таликов соответствующих подтипов и рассматрива-
ются совместно. Воды подрусловых таликов часто относятся к полу-
промерзающим. вследствие чего дают наледи, а иногда и гидролакко-
литы. Если полоса таликов по долине реки непрерывна, то грунтовые
воды имеют сток в течение всего года. Эти воды могут использоваться
для водоснабжения. В частности, многие поселки па Северо-Востоке
СССР снабжаются за счет таких вод (Калабин, 1960). В суровых гео-
криологических условиях подрусловые талики часто разобщаются зи-
мой на систему замкнутых бассейнов (см. рис. 112, Г) с ограниченны-
ми статическими запасами. Качество таких вод в зимний период резко
ухудшается.
Дополнительным источником питания вод подрусловых и поймен-
ных таликов могут быть воды глубокого подмерзлотного стока, разгру-
жающиеся по сквозным напорно-фильтрационным таликам. Это обес-
печивает круглогодичное движение вод в подрусловых таликах
(рис. 112, Д) и формирование крупных наледей. В этом случае хими-
ческий состав аллювиальных вод в зимний период зависит от состава
вод глубокого стока. В артезианских бассейнах, ниже мест разгрузки
солоноватых, соленых вод и рассолов минерализация вод в подрусло-
вых таликах резко увеличивается. Это явление изучалось на р. Лене
и ее притоках Н. П. Анисимовой, П. И. Мельниковым и другими.
Воды несквозных подозерных таликов изучены под многочислен-
ными термокарстовыми озерами Центральной Якутии и Приморских
арктических низменностей. Как правило, они имеют застойный режим
и по периферии таликов относятся к полупромерзающим. По своим ха-
рактерным чертам они очень сходны с застойными водами сквозных
подозерных таликов. Состав водовмещающих пород в подозерных тали-
ках неодинаков, по сами озерные отложения отличаются обычно пыле-
ватостью и слабой водоотдачей. В силу застойного характера воды ча-
сто имеют сероводородное заражение и повышенное содержание орга-
нических веществ. В Центральной Якутии под усыхающими и промер-
зающими озерами воды испытывают процессы криогенной метаморфи-
зации (Х-3) их состава, которые приводят к возрастанию минерализа-
ции, изменению соотношения ионов в связи с выпадением некоторых
солей в осадок, сложными обменно-адсорбционными и биохимическими
процессами (Анисимова, 1971). Процессы криогенной метаморфизации
в несквозны.х подозерных таликах приводят к превращению пресных
вод в соленые с минерализацией до 20—80 г/л, а при наличии в поро-
дах включений сульфидов — до 250 г/л. Промерзание подозерных та-
ликов приводит к образованию линз межмерзлотных и внутримерзлот-
ных вод, возникновению напора и формированию бугров пучения —
булгувдяхов.
Воды сквозных таликов, инфильтрационного и напорно-фильтраци-
онного классов, имеют различный характер. Воды таликов инфильтра-
ционного класса относятся к водам поровым, трещинным и трещинно-
жильным. Они идут на пополнение вод глубокого подмерзлотного сто-
ка. Состав этих вод решающим образом зависит от состава попадаю-
щих в талик атмосферных, поверхностных и иадмерзлотных вод. Так,
состав вод сквозных дождевально-радиационных таликов инфильтра-
ционного класса определяется составом атмосферных осадков и отли-
чается малой минерализацией. Их уровень испытывает значительные
(иногда до нескольких десятков метров) колебания в связи с режимом
выпадения дождей и динамикой сезонного криогенного водоупора. Уро-
вень подземных вод в таликах достигает минимума весной. При про-
таивании СМС происходит его резкий подъем. В Чульманской текто-
358
дооаздспам \f”Hne РассматРипаемые талики приурочены к плоским во-
наиболмпий \°Же"Ы тРещиноватыми юрскими песчаниками. Здесь
пых частях тя°пЛебаНИ2 уровня подземных вод имеют место в централь-
ном ппгш^Х/аЛИК°В' К периферии амплитуда колебаний затухает, при-
1ем происходит запаздывание экстремумов.
„ “ОННая инФильтрация (инфлюация) и резкие колебания уровня
Д иных вод имеют место в таликах под руслами рек мерзлой зоны,
в которых отсутствует зимой поверхностный сток (см. IX-4). Под озе-
рами и в реках с постоянным стоком инфильтрация идет круглый год
и колебания уровня вод невелики. Следствием просачивания озерных
вод обычно является снижение уровня воды в озере зимой и прогиб
вниз ледяного покрова.
Воды напорно-фильтрационных сквозных таликов относятся к тре-
щинно-жильным, трещинно-карстовым, пластово-карстовым и другим.
По своему составу они соответствуют разгружающимся по таликам во-
дам подмерзлотного, реже межмерзлотного стока. Их режим зависит
от особенностей водообмена в гидрогеологической структуре, к кото-
рой они относятся (Х-5). Например, режим в течение года в напорно-
фильтрационных таликах, по которым идет разгрузка артезианских
вод, отличается постоянством. Напротив, режим вод источников, свя-
занных со сквозными таликами в гидрогеологических горно-складчатых
областях резко непостоянен: их дебиты могут изменяться в десятки
раз, хотя температура и состав вод постоянны или меняются незна-
чительно.
Подмерзлотные воды объединяют подземные воды, весьма различ-
ные по генезису, характеру водовмещающих пород, режиму, химическо-
му составу, интенсивности водообмена и другим признакам. Ниже рас-
смотрены только некоторые специфические особенности контактирую-
щих и неконтактирующих подмерзлотных вод и вод, имеющих отрица-
тельную температуру (криогалинных). Среди неконтактирующих поо-
мерзлотных вод можно выделить воды, отделенные от подошвы мерз-
лой толщи водонепроницаемыми породами и обладающие напором, и
воды, отделенные водопроницаемыми породами. Последний случаи
встречается в южных районах области распространения
мерзлых пород, где талики развиты на водоразделах. ПОД«Р“^
яеконтактирующие поды вблизи дождевально-радиационных та.т.ко.
имеют свободный уровень, обычно испытывающий многолетнив
=т "ХеХтх" яj
чений температур. Изменение уровней под породд v н111ИкП „оверх-
обусловливает протаивание (и р мер ) „„„аноео лрогашганш.
мости мерзлой толщи, т. е. ется всасыванием холодного
Падение уровнен вод зимой сопроф,иьтраиней вод. приводит
воздуха, а летний подъем связанны.„Мерзлотной зоны ээраши.
к защемлению и вытеснению возду ж|!в „ трещин в породах, а
так и к водам поровым, трещинным, трещинно-жильным и др. Аллюви-
альные подмерзлотные воды с переменной температурой также могут
вызывать под маломощными мерзлыми толщами на пойме и террасах
появление слоя ежегодного протаивания. Подмерзлотные воды глубо-
кого стока имеют постоянный в году температурный режим.
По температуре подмерзлотные воды подразделяются на имеющие:
а) положительную температуру (>0°С), как пресные, так и соленые, и
б) отрицательную температуру (криогалинные). Последние всегда яв-
ляются водами солеными или рассолами. Криогалинные воды относят-
ся преимущественно к контактирующим, хотя они встречаются и в тре-
щиноватых зонах разрывных нарушений в массивах морозных пород.
Криогалинные подмерзлотные воды развиты, во-первых, в артезианских
бассейнах, где гидрохимическая зона пресных вод полностью промо-
рожена, например в западной части Якутского артезианского бассейна
в кембрийских терригенно-карбонатных толщах. Во-вторых, они при-
урочены к территориям, вышедшим из-под уровня моря в плейстоцене
или примыкающим к морскому побережью. В процессе промерзания
насыщенных морской водой отложений происходит увеличение кон-
центрации и отжатие вниз соленых вод, вступающих в сложное взаи-
модействие с вмещающими породами и испытывающих криометамор-
фические изменения химического состава (см. Х-3). Такие воды опи-
саны В. М. Пономаревым, П. Д. Сиденко и другими на арктическом
побережье (в р-не Амдермы, п-ва Нордвика, бухты Кожевникова
и др.), а Я- В. Неизвестновым на арктических островах. В процессе про-
мерзания в подмерзлотных криогалинных водах возможно возникнове-
ние плотностной конвекции, приводящей к увеличению мощности крио-
литозоны.
Межмерзлотные и внутримерзлотные воды по происхождению, сте-
пени минерализации и температуре разделяются на две группы.
В первую группу входят соленые воды и рассолы в различных по-
составу породах, имеющие отрицательную температуру, — криопэги.
Они образуются в различных условиях и создают с вмещающими их
мерзлыми породами термодинамически устойчивые системы. Так, лин-
зы и слои криопэгов возникают, во-первых, при промерзании пород гид-
рохимической зоны солоноватых и соленых вод вследствие образования
слабоминерализованного льда и концентрированных незамерзающих
рассолов (Х-3), во-вторых, благодаря миграции вниз криопэгов, сфор-
мировавшихся в СТС, в-третьих, при промерзании слоистых толщ рых-
лых отложений, где слои водопроницаемых пород (песков, галечников)
насыщены солеными водами, замерзающими при низких температурах»
а водоупорные породы (глины, суглинки) засолены слабо и сегрега-
ционные льды в них начинают образовываться уже при температурах,
близких к 0°С. В период образования таких вод они обычно приобре-
тают повышенный напор. Напротив, в периоды повышения температу-
ры на соответствующих глубинах напор вод в межмерзлотных слоях»
а особенно во внутримерзлотных линзах, уменьшается, причем в ряде
случаев настолько, что воды становятся безнапорными. Происходит это
вследствие растворения рассолами слабоминерализованных подземных
льдов в породах, окружающих водоносные линзы.
Во вторую группу входят межмерзлотные и внутримерзлотные
пластово-поровые и трещинно-пластовые воды, имеющие положитель-
ную температуру, и, как правило, слабоминерализованные. Система че-
редующихся в вертикальном разрезе многолетнемерзлых пород со слоем
и линзами талых водоносных пород с положительными температурами
термодинамически неустойчива. Неизбежно должна либо оттаять ре-
360
меозлотный^пппл толщ.а’ либ° промерзнуть межмерзлотный (внутри-
категооии м₽ж«^°Н°СНЫЙ Слои‘ В пеРВ0М случае эти воды перейдут из
существовать й РЗЛ0ТП“Х Л подмеРзлотны<;- в0 втором — перестанут
существовать в жидкой фазе.
бразуются такого Рода меж- и внутримерзлотные водоносные
сл и в результате промерзания несквозных водоносных таликов (ра-
диационно-тепловых, пойменных, подозерных и др.). Такой процесс мо-
жет иметь как локальный, так и региональный характер. Например, в
южной части области развития многолетнемерзлых пород в пределах
Западно-Сибирской низменности имеет место двухслойное строение
мерзлых толщ, обусловленное динамикой их развития в голоцене (см.
гл. XI). Воды, находящиеся в слоях и линзах пород между двумя мерз-
лыми толщами, верхней (современной) и нижней (реликтовой), отно-
сятся к межмерзлотным и внутримерзлотным.
Межмерзлотные водоносные линзы образуются под аласами и ха-
сыреямн, где несквозные подозерные талики промерзают вследствие об-
меления озер. После значительного или полного осушения последних,
когда новообразование мерзлых толщ охватывает все днище озерной
котловины, возникают внутримерзлотные талики, воды в которых при-
обретают повышенный криогенный напор (см. VII-3). Межмерзлотные
водоносные слои образуются в днищах равнинных рек при миграции
их русла (Толстихин, 1941; Кудрявцев, 1954).
В общем случае внутримерзлотные водоносные линзы формируют-
ся в результате частичного промерзания межмерзлотных водоносных
слоев.
Х-3. НЕКОТОРЫЕ ОСОБЕННОСТИ ГИДРОХИМИЧЕСКИХ ПРОЦЕССОВ
ПРИ ПРОМЕРЗАНИИ И ОХЛАЖДЕНИИ ЗЕМНОЙ КОРЫ
Промерзание и охлаждение горных пород, содержащих подземные )
воды, приводит к изменению минерализации и химического состава у
последних. Температуры, при которых происходит кРи^алляаа^я льд ’
из гравитационных подземных вод, в зависимости от ст 1 I
рализации изменяется от 0 до -36°С и ниже. ПР« 30-
мерзание ультрапресных вод. Морская вода с минерализацией 30
35 г/кг начинает замерзать при -1,8, —1.9 и ниже. . мета.
Замерзание природных вод сопровождается их кр ’
морфизацией (Фотиев. 1978). При этом в пронес»г ьрвета.
ды часть солей включается в лед как в виде тверд• .
и в ионной форме, а другая часть отжимав ппстеорп Последнее '
где происходит криогенное хокчентрирмоние Р« °^лизааии. Под-
Обычно₽ увеличивается с внзрастзннем ™м исходим*
земные льды всегда имеют мсньш)’ • раСть сатсй. вылаз-
"ш7 эт“ п₽0№““
ся криогенное “подкмяых вод разной мнаералнза-
Крногенная метаморфизация подзе ных вмы1’нмющие обычно »
пин и состава происходит различно. Пр кальциевый или каль-
ке свободного водообмена гнд криогенный не-
циепо-магниевый состав, пром ерзают ИД (Сие1Ьев_ 19,1Ь
таморфнзм в интервале тем paW чглекислоты, повышение pH
При замерзанииводы "^'““«„’’^онатпых ионов » образован»
раствора, увеличение ко р изменяется слабо. В про
карбонатов СаС£ * Г“Р<’МР'
мерзающем растворе у»
бонатов кальция, но увеличивается содержание гидрокарбонатов и кар-
бонатов Na+ и Mg8*. Если имеется возможность отжатия растворов
этих солей ниже границы промерзания, например в подозерных тали-
ках (Анисимова, 1971) или в подмерзлотных водоносных слоях, то
происходит их концентрация в подземных водах ниже сезонно- или
многолетнемерзлых пород. Карбонаты кальция, необратимо выпадаю-
щие в осадок, приводят к кальцытизации мерзлых пород. При неодно-
кратном промерзании и протаивании пресных гидрокарбонатных каль-
циевых вод их минерализация может уменьшаться в 4—10 раз. Про-
таивание подземных льдов, претерпевших криогенную метаморфиза-
цию, приводит в закрытых гидрогеологических структурах к образова-
А
г Рис. 170. Изменение минерализации
П 17 7b к йЛ м р/л п°Дземиых под с глубиной в резуль-
‘~тате криогенного концентрирования
I в Якутском артезианском бассейне
(по Р. С. Кононовой): Л — Намекая
П опорная скважина; Б — Джарджан-
- - ----- ская скважина ; I — мерзлая толща;
1 II—зона опреснения; III — зона
™ концентрирования; IV — зона не из-
Ш1-------1 мененных криогенезом вод; 1 — мес-
/Li±J2 то взятия проб; 2 — подошва мерз-
лой толщи в настоящее время
нию ниже подошвы мерзлой толщи зоны опреснения, ниже которой
фиксируется зона концентрирования. Такое строение гидрохимическо-
го разреза было зафиксировано в Якутском артезианском бассейне
Р. С. Кононовой (рис. 170). С явлением опреснения С. М. Фотиев
(1978) и др. связывают распространение мощных зон пресных вод в
ряде артезианских бассейнов, где имело место глубокое многолетнее
промерзание.
Соленые воды и рассолы с минерализацией от 10 до 300 г/л обла-
дают преимущественно хлоридным натриевым и кальциевым составом,
при промерзании они претерпевают сложный криогенный метаморфизм
в широком диапазоне отрицательных температур (от —1 до —36°С и
ниже). Начальная температура криогенной метаморфизации этих вод
зависит от исходной минерализации. Промерзание этих вод обусловли-
вает образование пресных и слабосоленых подземных льдов в мерзлых
породах и высокоминерализованных подмерзлотных, межмерзлотных
и внутримерзлотных криогалинных вод. Вместе со льдом в твердую фа-
зу выводятся наиболее труднорастворимые соли, выпадающие обычно
в виде кристаллогидратов. Минерализация жидкой фазы возрастает за
счет легкорастворимых солей.
Некоторое представление о изменении минерализации и состава
можно получить рассматривая промерзание морских вод, насыщающих
горные породы на побережьях и островах арктических морей (Кононо-
ва, Неизвестное и др., 1971; Гинсбург, Неизвестнов, 1973; Фотиев,
1978). При температурах ниже —1,9°С происходит выделение в твер-
дую фазу льда и СаСО3. Причем при температуре —7,4° в растворе ос-
тается всего 14% СаСО3. При понижении температуры ниже —7,3°С
начинается выпадение мирабилита (NajSOr ЮНгО) и сульфатизация
пород. Несмотря на это, общая минерализация рассолов (О. М.) про-
должает повышаться (рис. 171) и плотность раствора растет (Гиттер-
ман, 1937). Мирабилит часто фиксируется в породах визуально. Со-
став рассолов претерпевает постоянные изменения, причем относитель-
362
(NaCl-2H nV ^ри температуре —23’C пип!>СОКр'кание сУльфат-иона
з»°’р„х -^-р-р-ter
мпп1Ые ХЛ0Р"Дные кальциевы/ пя°Л"ЯХ “£Гут Ф°РмиРОваться бессуль-
морского генезиса увеличивается г«°ЛЫ’ В ВЫМ0Раживающихся водах
Промерзание горных поооп содеРжание микрокомпонентов.
ламн, отличающихся по составу о^ мпЩеН"ЫХ ми,1еРализованными во-
У от морских, также происходит по ука-
Na:50t
Рис. 171. Изменение состава жидкой фазы воды при последовательном вымо-
раживании морской воды (по К. Э. Гнттерману)
занной выше схеме. Это приводит к тому, что на различных этапах
криогенной метаморфизации образующиеся рассолы могут обладать
весьма различным составом. При этом несомненно имеют место слож-
ные и мало изученные физико-химические взаимодействия с вмещаю-
щими породами. В то же время по составу слаборастворнмых солей в
породах представляется возможным судить о минимальных температу-
рах на соответствующих горизонтах в геологическом прошлом.
Повышение непосредственно ниже мерзлой толщи концентрации
вымораживающихся в процессе криогенной метаморфизации соленых
вод обусловливает нарушение нормальной гидрохимической зонально-
сти. В благоприятных геологических условиях низкотемпературные вы-
сококонцентрированные рассолы благодаря естественной плотностной
конвекции начинают опускаться по трещинам в породах вниз, способ-
ствуя глубокому охлаждению земной коры и развитию крнолнтозоаы
большой мощности.
Глубокое охлаждение земной коры прямо влияет на образование
в недрах соединений природных газов с водой -
гидратов газов. Этот процесс возможен при давлениях более 100 атмос
363
фер, т. е. на глубинах свыше I км, вследствие чего он обычно происхо-
дит ниже границы современной криолитозоны. Как показали исследо-
вания Г. Д. Гинсбурга (1969), на севере Западной Сибири и в Ени-
сейско-Хатангском прогибе интервал, в котором возможно образова-
ние кристаллогидратов газов в настоящее время, имеет связь с боль-
шой мощностью мерзлых толщ, которые были развиты в этих районах
в плейстоцене.
Формирование кристаллогидратов газов происходит с выделением,
а разрушение с поглощением тепла, что несомненно меняет геотерми-
ческие условия ниже границы криолитозоны в процессе ее геологичес-
кого развития. Кроме того, образование кристаллогидратов сопровож-
дается связыванием воды. При понижении температуры на соответст-
вующих глубинах это приводит к уменьшению пластового давления ми-
нерализованных вод, контактирующих с гидратами.
Х-4. О ТЕПЛОВОМ ВЗАИМОДЕЙСТВИИ ПОДЗЕМНЫХ ВОД
И МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ ТОЛЩ
Тепловое взаимодействие подземных вод и мерзлых толщ многооб-
разно, но недостаточно изучено.
Гравитационные воды в горных породах являются наиболее под-
вижным компонентом, обладающим максимальной теплоемкостью и по-
вышающим теплопроводность пород. Большая подвижность и высокая
теплоемкость подземных вод делает возможным перенос тепла из одной
области в другую как в горизонтальном, так и в вертикальном направ-
лениях. Поэтому температурный режим талых горных пород, мощности
и температуры мерзлых толщ находится в прямой зависимости от тем-
пературы, направления и скоростей движения подземных вод. Застой-
ные воды существенно не влияют на температурный режим пород, если
благоприятные условия для естественной тепловой конвекции отсут-
ствуют. У пресных вод благодаря наибольшему удельному весу воды
при -f-4°C, плотностная конвекция возможна только в том случае, если
водоносный горизонт приурочен к несквозным таликам. Воды у подош-
вы слоя годовых теплооборотов в таких таликах имеют температуры
от 5—6°С до 0°, а у нижней поверхности талика +0оС. В соленых во-
дах и рассолах, удельный вес которых в основном определяется их ми-
нерализацией, плотностная конвекция происходит во всех случаях,ког-
да идет их криогенное концентрирование (см. Х-3), при любом поло-
жении водоносного горизонта по отношению к мерзлой толще пород.
Рассматриваемое тепловое взаимодействие начинается с момента
проникновения атмосферных осадков и пресных поверхностных вод в
горные породы. Отепляющее влияние инфильтрирующихся дождевых
вод на температурный режим пород в сезонноталом и сезонномерзлом
слоях охарактеризовано в VI-5, а на возможность и условия образова-
ния дождевально-радиационных таликов —в IX-3. Там же описаны осо-
бенности формирования и распространения подрусловых, пойменных и
подозерных инфильтрационных (инфлюационных) сквозных таликов,
через которые осуществляется питание вод глубокого (подмерзлотного)
стока. Пресные подземные воды в инфильтрационных таликах, оказы-
вающие влияние на температурный режим пород, имеют: нисходящий
характер движения, обычно переменные в году температуры и меняю-
щийся уровень свободной водной поверхности. При этом температуры
вод в целом более высокие, чем температуры горных пород. Такое со-
отношение температур пород и нисходящих вод сохраняется только!
до определенного уровня, обычно находящегося ниже подошвы мерз-
364
ЛОЙ толщи. Здесь
поток XZaB''’""^a
(а"*' ~ “паждающДТ' "а'
Р Р температурных кривых я« 3Рсзов, включая безградиентный хя
Диеиты температур ?"а™° “аЛ“ ”
В обрамлении ипфильтрапионкых
ха-
ППАптч n. '«'“‘J'Hnwx КПИВЫ
Диенты температур (Чижов
»;
"sr::,*
«ят у™’™’"
повопару?1ение " ’гРещ,,||оватость
Z’n 3~ изолинии температур
nnS« /Н0Г° ^температурного
поля (сплошная линия) и при
наличии конвективного воздей-
ствия потока подземных вод
(пунктирная линия), 4 -нижняя
граница многолетнемерзлых пород.
° направление движения под-
земных вод, 6 — источник подзем-
ных вод; б — схема расположения
зон различного воздействия под-
земных вод на температурный ре-
жим горных пород того же мас-
сива: 7—зона отепляющего воз-
действия (мощность многолетне-
мерзлых пород понижена или они
отсутствуют), 8 — зона охлажда-
ющего воздействия (мощность
мерзлых толщ повышена), 9 —зо-
на отсутствия конвективного воз-
действия (мощность мерзлых толщ
нормальная)
таликов в силу переменных в году температур подземных вод и их
уровней у подошвы мерзлых толщ небольшой мощности может суще-
ствовать слой ежегодного оттаивания пород (см. IX-2), а выше его —
слой многолетнемерзлых пород, в которых температуры в годовом цик-
ле изменяются.
Ниже яруса отепляющего влияния потока нисходящих вод их темпе-
ратура становится более низкой, чем температура водовмещающих гор-
ных пород. Следовательно, в этой области поток вод начинает оказывать
на горные породы охлаждающее влияние. Это может быть иллюстри-
ровано схемой, на которой показано различное влияние подземных вод
на тепловой режим горных пород кристаллического массива (рис. 172).
Охлаждая горные породы, проникающие в глубь земли воды сами
нагреваются. На этот эффект, происходящий в глубоких молодых раз-
ломах в Верхояно-Колымской горно-складчатой стране, указывает
А. И. Калабин (1960).
Таким образом, нисходящий поток вод, если он движется ниже
толщи многолетнемерзлых горных пород, приводит к нарушению нор-
Хьного геотермического поли (Огильви, 1959) в сторону его охлаж-
365
дения. Тем самым меняются нижние граничные условия существования
многолетнемерзлых горных пород за счет уменьшения потока тепла к
подошве мерзлой толщи со стороны подстилающих ее талых слоев.
Мощность мерзлой толщи в этом случае увеличивается. Такой эффект
имеет место до тех пор, пока поток вод не станет двигаться парал-
лельно направлению изолиний температур нормального температурно-
го поля, где его гидродинамические и температурные параметры вы-
равниваются (рис. 172). Поток вод с установившимися температурны-
ми и гидродинамическими параметрами, направленный перпендикуляр-
но к внешнему (по отношению к нему) кондуктивному потоку тепла„
не меняет величину последнего, хотя, увеличивая теплопроводность по-
род (Балобаев, 1973), может несколько изменять за этот счет нормаль-
ное геотемпературное поле.
Воды, имеющие восходящее направление движения, обычно обла-
дают более высокой температурой по сравнению с нормальными тем-
пературами водовмещающих горных пород, и оказывают на них отеп-
ляющее воздействие. Они приводят к сокращению мощностей мерзлых
толщ по сравнению с нормальными, а в местах разгрузки восходящий
поток подземных вод является часто основной причиной существования
таликов (см. гл. IX).
В естественных условиях воздействие потока пресных подземных
вод на температурный режим и мощность мерзлой толщи могут быть
существенно более сложными и разнообразными. Например, при корот-
ких путях движения вод от участков их питания к участкам разгрузки
может полностью отсутствовать зона охлаждающего влияния вод. При
сложном геологическом строении единый поток подмерзлотных вод
многократно может менять направление и скорость движения. В ре-
зультате этого зоны относительного охлаждения, «нейтрального» и
отепляющего влияний могут неоднократно чередоваться. Особенности
движения подземных вод, влияющие на геотермические условия, раз-
личны в разных типах гидрогеологических структур. При этом эти осо-
бенности сами зависят от характера и степени промерзания гидрогео-
логических структур, а также от динамики мерзлых толщ в их пре-
делах.
Х-5. ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКОЕ РАЙОНИРОВАНИЕ И ОСОБЕННОСТИ
ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИХ СТРУКТУР ТЕРРИТОРИИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ
МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ ПОРОД
Гидрогеологическое районирование является важнейшей формой
научного обобщения региональных сведений о подземных водах, отра-
жающих закономерности их формирования и распределения в пределах
выделенных районов. В гидрогеологию прочно вошел способ гидрогео-
логического районирования на структурно-геологической основе, раз-
работанный трудами советских ученых (Каменский, Толстихина, Тол-
стихин, 1959) и продолжающий развиваться в настоящее время. В ка-
честве основной единицы гидрогеологического районирования И. К. Зай-
цевым, Н. И. Толстихиным, О. Н. Толстихиным и другими принимается
гидрогеологическая структура, в которой подземные воды по условиям
своего формирования связаны в единую систему и закономерно распре-
делены. Она включает внутренние области питания (если таковые име-
ются), движения и разгрузки подземных вод одного или нескольких
типов. По характеру движения подземных вод выделяются гидрогеоло-
гические структуры с пластовыми и трещинными типами движения, а
по основному направлению движения: а) структуры с центростреми-
366
тельным стоком, ориентированным преимущественно от их периферии
к центру, и б) структуры с центробежным стоком, направленным от
центра к их окраинным частям.
Выделяются два основных типа гидрогеологических структур:
1) артезианские бассейны — двухэтажные сооружения, состоящие
из чехла и фундамента, для которых характерен преимущественно
пластовый тип движения вод и центростремительный характер стока;
2) гидрогеологические массивы — одноэтажные сооружения, пред-
ставленные только фундаментом, прикрытым чехлом четвертичных от-
ложений или вовсе обнаженным. Для них основным типом движения
вод является трещинный тип, а направление их движения центробеж-
ное. Между артезианскими бассейнами и гидрогеологическими масси-
вами существует непрерывный ряд переходных структур (табл. 28).
Таблица 28
Основной ряд гидрогеологических структур
(по О. Н. Толстихину, 1973)
Структура ОпредсляющиП тип движе- ния подземных вод Направление движения подземных вод
Гидрогеологический массив Гидрогеологический адмассив Адартезианский бассейн Артезианский бассейн трещинный пластово-трещинный пластово-трещинный пластовый центробежное центростремительное
Проявление молодого (послескладчатого) вулканизма приводит
к формированию над любым из указанных типов структур вулканоген-
ного чехла, для которого характерны пластово-трещинные типы под-
земных вод. В результате образуются особые гидрогеологические струк-
туры — вулканогенные супербассейны.
Плиты и платформы с мощным осадочным чехлом представляют
собой артезианские бассейны так называемого платформенного, или
открытого, типа. Они состоят из систем артезианских и адартезиан-
ских бассейнов второго, третьего и более высоких порядков. Кристал-
лические щиты в их пределах образуют гидрогеологические массивы
платформенного типа. Горно-складчатые области в гидрогеологическом
отношении состоят из систем гидрогеологических массивов, адмассивов,
артезианских и адартезианских бассейнов пластовых и поровых вод, а
в областях молодого вулканизма — вулканогенных супербассейнов.
Основные характерные черты этих гидрогеологических структур осве-
щены в ряде работ (Каменский и др., 1959; Зайцев, Толстихин, 1963;
и др.). Глубокое многолетнее промерзание горных пород, образование
криолитозоны, в том числе мерзлых толщ — криогенных водоупоров,
привели к существенным изменениям в условиях формирования под-
земных вод в гидрогеологических структурах. В частности, снизилась
емкость гидрогеологических структур, ухудшилась взаимосвязь поверх-
ностных и подземных вод, возникли особые категории вод, различные
по отношению к мерзлым толщам (см. Х-2) и т. д. В результате обра-
зовались мерзлотно-гидрогеологические структуры, отличающиеся от
исходных гидрогеологических структур. Степень преобразованияструк-
тур многолетним промерзанием различна. Критерии для оценки крио-
генных изменений гидрогеологических *
павпо Вследствие этого их подразделение по степени промерзания не
разработаноокончательно. а кх названия не являются обшнрннятыян.
367
Влияние многолетнего промерзания пород на гидрогеологические
массивы и адмассивы. Критерием степени воздействия многолетнего
промерзания на эти структуры, по Н. И. Толстихину, О. Н. Толстихи-
ну и другим, является соотношение мощности многолетнемерзлых по-
род с мощностью водоносной зоны региональной экзогенной трещино-
ватости, обусловленной выветриванием, карстованием и др., а также
степенью прерывистости мерзлой толщи. Увеличение сплошности мерз-
лых толщ ведет к все более глубокому криогенному преобразованию
гидрогеологических массивов (и адмассивов) и приобретению ими но-
вых черт. Такой ряд гидрогеологических массивов (и адмассивов),
предлагаемых называть криогидрогеологическими, представлен в
табл. 29. Многолетнее промерзание рассматриваемых структур приво-
дит в первую очередь к уменьшению ресурсов грунтовых вод, локали-
зации их в подрусловых таликах, а в наиболее промороженных мас-
сивах почти к полному их отсутствию. В массивах и адмассивах, где
мощности зоны региональной трещиноватости, составляющей обычно
150—200 м, больше мощности многолетнемерзлой толщи, ниже послед-
ней часто отмечается слой повышенной трещиноватости и водообильно-
сти пород. Его образование связано с криогенной дезинтеграцией пород
в результате их многократного промерзания—протаивания при много-
летнем (многовековом) колебании мощности мерзлой толщи. Это явле-
ние было установлено А. В. Львовым, Н. И. Толстихиным, Р. Я. Кол-
дышевой для Забайкалья, А. В. Губкиным, А. И. Калабиным и другими
для Северо-Востока СССР. Подмерзлотные трещинные воды обладают
напорами, причем водоупорной кровлей для них служит мерзлая тол-
ща. При деградации последней эти воды переходят в категорию грун-
товых вод. Криогидрогеологические массивы и адмассивы глубокого
промерзания, а также некоторые адартезианские бассейны с региональ-
но выдержанной зоной трещинных напорных вод ниже мерзлой толщи
по своему существу представляют новые гидрогеологические структу-
ры, на формирование которых решающее значение оказывают криоген-
ные процессы (криогенная дезинтеграция, образование криогенного во-
доупора). Поэтому они могут быть объединены в особый тип мерзлот-
но-гидрогеологических структур и названы криогенными бассейнами
напорных трещинных вод.
В криогидрогеологических массивах (адмассивах), где зона регио-
нальной трещиноватости проморожена, подземные воды приурочены
только к зонам тектонических нарушений. В рассматриваемых струк-
турах, входящих в состав горно-складчатых областей, в пределах кото-
рых проявляются новейшие тектонические движения, по разрывным на-
рушениям, новейшим и омоложенным, осуществляется активный водо-
обмен. При этом сквозные инфильтрационные (инфлюационные) тали-
ки приурочены к дизъюнктивам в местах их пересечения с руслами рек,
а напорно-фильтрационные—с днищами долин (руслами, поймами и
террасами). Криогидрогеологические массивы и адмассивы глубокого
и сверхглубокого промерзания в горных областях с активными новей-
шими движениями могут служить внешними областями питания для
межгорных артезианских бассейнов.
В районах, не испытывающих активных новейших движений, сквоз-
ные талики могут полностью отсутствовать, а подземные воды в глу-
бинных тектонических нарушениях не имеют связи с поверхностными
водами. В Анабарском криогидрогеологическом массиве, где мощность
криолитозоны составляет 1000—1500 м, локально развиты, видимо,
только криогалинные воды (криопэги). Генетически они являются со-
леными водами и рассолами, которые перетекли из чехла артезианских
368
g
Таблица 29
Влияние геокриологических условий на гидрогеологические массивы и адмассивы
Прерывистость миоголетнемерзлых толщ и соотношение их мощности с мощностью зоны региональной трещиноватости Характер таликов и подземных вод Характер водообмена
Мощность толщи прерывистых и ост- ровных многолетнемерзлых пород меньше мощности зоны региональной трещиноватости Талики всех типов, преимущественно сквоз- ные. Трещинные и трещинно-жильные напорные и безнапорные подмерзлотные воды Активный Криогидрогеологический массив (адмассив) неглубокого (островного, прерывистого) промерзания (Алданский на высотах ме- нее 1200 м, Патомский, Южного Забай- калья)
Мощность сплошных мерзлых толщ меньше мощности зоны региональной трещиноватости Талики сквозные гидрогеогенные и гидро- генные напорно-фильтрационные, инфильт- рационные, грунтово-фильтрационные сквозные и несквозные. Трещинно-жиль- ные и трещинные воды зоны региональ- ной трещиноватости, подмерзлотные Ослабленный, ло- кально активный Криогидрогеологический массив (адмассив) глубокого промерзания (Южная часть Верхоянского, Становой на высотах ни- же 1200 м)
Мощность сплошных мерзлых толщ больше мощности зоны региональной трещиноватости Талики сквозные подрусловые инфильтра- ционные, напорно-фильтрационные, гнд- рогеогениые, несквозные подрусловые грунтово-фильтрационные. Т рещинио- жильиые, трещинно-карстовые пресные воды, подмерзлотные Локально очень ак- тивный, регио- нально ослаблен- ный или отсутст- вует Криогидрогеологический массив (адмассив) сверхглубокого промерзания, открытый (Селенняхский, Алданский на высотах более 1500 м)
Талики подрусловые грунтово-фильтраци- онные несквозные; редко напорно- фильтрационные сквозные крногидрога- линные. Трещинно-жильные подмерзлот- ные (и межмерзлотные) воды Отсутствует Криогидрогеологический массив (адмассив) сверхглубокого промерзания, закрытый (Анабарский, Полоусненско-Туостахский)
бассейнов (Якутского, Олененского, Котуйского), обрамляющих мас-
сив, и в настоящее время имеют застойный режим.
Влияние многолетнего промерзания на артезианские и адартезиан-
ские бассейны для структур, имеющих различные мощность чехла и>
гидрохимический разрез, оценивается по-разному. В структурах, где-
осадочный чехол мощный и в его пределах развиты все три гидрохими-
ческие зоны, степень промерзания определяется соотношением мощно-
сти мерзлой толщи и гидрохимической зоны пресных вод (табл. 30).
Даже при очень глубоком промерзании пород таких артезианских бас-
сейнов их основные черты сохраняются, хотя и появляется ряд особен-
ностей, описанных ниже. В структурах, где мощность чехла относитель-
но невелика и составляет первые сотни метров, а к нему приурочена!
зона пресных (а иногда и солоноватых) вод, оценка степени промер-
зания проводится по соотношению мощности чехла и мощности мерз-
лых толщ. В Верхояно-Колымской горно-складчатой области изучены
межгорные кайнозойские тектонические впадины (Уяндинская, Селен-
няхекая), где мощность многолетнемерзлых толщ больше осадочного’
чехла этих впадин. Подземные воды, трещинные, трещинно-карстовые,,
трещинно-жильные, регионально развиты в породах фундамента этих
впадин ниже подошвы мерзлой толщи. В чехле подземные воды рас-
пространены локально. Они приурочены к инфильтрационным и напор-
но-инфильтрационным сквозным таликам, связанным с новейшими тек-
тоническими нарушениями. Такие структуры, образовавшиеся в резуль-
тате глубокого многолетнего промерзания межгорных артезианских
бассейнов, были названы криогенными постартезианскими бассейнами.
трещинных вод (Романовский, 1970). Деградация мерзлых толщ в этих
структурах вернет их в категорию артезианских (или адартезианских)
бассейнов. Существенно, что раскрытость таких структур и интенсив-
ность водообмена в них определяется не столько мощностью мерзлых
толщ, сколько активностью новейших движений.
Укажем основные особенности, которые приобретают артезианские-
бассейны в результате их многолетнего промерзания.
1. Значительная часть грунтовых вод в результате многолетнего
промерзания переходит в лед, и ресурсы их значительно сокращаются.
При этом сокращение ресурсов грунтовых вод с юга на север связано-
с уменьшением количества и размеров таликов как сквозных, так и не-
сквозных.
2. Площади таликов в области питания артезианских вод больше-
на юге, меньше на севере. В крупных сложно построенных бассейнах,
например Восточно-Сибирском, область питания может быть только-
в южной части бассейна. На севере она проморожена. Разгрузка вод в
пределах северной части бассейна также практически отсутствует, во-
всяком случае в пределах материка.
3. Сложная динамика развития мерзлых толщ определяет возник-
новение межмерзлотных артезианских водоносных слоев, например в;
пределах Западной Сибири. В других случаях эта динамика мерзлот-
ных условий приводит к изменению напора артезианских вод различ-
ных горизонтов. При промерзании артезианских подмерзлотных и меж-
мерзлотных водоносных пластов происходит повышение напора воды за
счет развития криогенного давления при переходе воды в лед. При от-
таивании мерзлых толщ в изолированных системах внутрипластовое
давление воды может резко падать. Так, в Якутском артезианском бас-
сейне подземные воды в отложениях верхней юры и нижнего мелщ
имеют пониженный напор, не достигающий абсолютной отметки уров-
ня моря. Кроме того, для него характерны существенные изменения:
370
Таблица 30
Влияние геокриологических условий на артезианские и адартезианские бассейны
Прерывистость толщ многолетнемерз- лых пород н соотношение их мощности с мощностями осадочного чехла и зоны пресных вод Характеристика таликов н подземных вод Характер водообмена артезианских вод 1 1 Название структуры (примеры)
Талики всех типов, преимущественно сквоз- ные. Грунтовые воды, пресные артезиан- ские подмерзлотные и межмерзлотные воды 1 Интенсивный 1 Артезианский (адартезианский) бассейн 1 островного и прерывистого промерза- 1 ння (Ангаро-Ленский, Чульманский)
Мощность толщи многолетнемерз- лых пород меньше мощности оса- дочного чехла и мощности зоны пресных вод Талики гидрогенные грунтово-фильтрацион- ные, инфильтрационные и напорно-фильтра- ционные. Пресные артезианские воды, под- мерзлотные и межмерзлотные Ослабленный и интен сивнын Артезианский (адартез!инский) бассейн сплошного промерзания, открытый (Чарский, Муйский)
Талики гидрогенные грунтово-фильтрационные, преимущественно несквозные. Пресные арте- зианские воды, подмерзлотные, часто с де- фицитом напора Отсутствует Артезианский бассейн сплошного про- мерзания, закрытый (Якутский)
Мощность многолетнемерзлых по- род меньше мощности осадочного чехла и больше мощности зоны пресных вод Талики гидрогенные и гидрогеогенные напор- но-фильтрационные, сквозные крногидрога- линные, несквозные грунтово-фильтрацион- ные. В чехле артезианские (воды, локально межмерзлотные и внутримерзлотные крио- галннные, регионально-подмерзлотные воды Питание отсутствует или идет по окраи- нам бассейнов, внут- рнструктурная раз- грузка Криоартезианскнй бассейн (Оленекскин, Тунгусский, Западная часть Якут- ского)
Мощность сплошной мерзлой толщи больше мощности осадочного чех- ла Талики гидрогенные и гидрогеогенные напор- но-фильтрационные, реже инфильтрацион- ные, грунтово-фильтрационные, несквозные. В фундаменте регионально подмерзлотные трещинные, трещинно-карстовые, трещинно- жильные пресные к солоноватые Интенсивный, преиму- щественно область разгрузки Криогенный постартезианскнй бассейн трещинных вод (Уяндинский, Селен- няхекнй)
по площади. В то же время подстилающие их нижнеюрский и палео-
зойский водоносные комплексы имеют положительные пьезометричес-
кие уровни. От указанного выше водоносного комплекса они отделены
региональным водоупором (рис. 173).
Наличие аномально низких пьезометрических уровней давно при-
влекло к себе внимание многих исследователей. Объяснение этому яв-
лению дал А. Н. Косолапов (1963). Он указал, что в процессе форми-
рования мерзлых толщ в пределах рассматриваемого артезианского
бассейна существенно менялся гидравлический режим водоносных го-
ризонтов. Промерзание водоносных артезианских слоев в областях пи-
тания ухудшало условия водообмена и приводило к возникновению
аномально высоких пластовых давлений воды. Поскольку промерзание
шло медленно, большая часть вод успевала отжаться из пласта по гид-
рогенным и гидрогеогенным напорно-фильтрационным таликам, глав-
ным образом приуроченным к тектоническим нарушениям в северной
части бассейна, т. е. в области разгрузки.
В дальнейшем потепление климата и деградация мерзлых толщ
приводили к исчезновению криогенного напора в области питания, а
как следствие этого и во всем водоносном комплексе, к исчезновению
источников в области разгрузки и перемораживанию таликов по тек-
тоническим нарушениям. Минимальные положения пьезометрических
уровней в указанной гидравлической системе после снятия криогенного
напора должны соответствовать отметке подошвы мерзлой толщи в
области питания артезианского бассейна.
Исследования В. Т. Балобаева (1973) показали, что процесс про-
таивания мерзлой толщи снизу продолжается и в настоящее время в
Якутском артезианском бассейне идет со скоростью 1—2 см в год. При
этом имеют место существенные различия в скорости протаивания, ко-
торые зависят как от влажности пород, так и от плотности теплового
потока. Чем выше последняя, тем больше ежегодно возникает дефи-
цит воды. Этим объясняются различия в абсолютных отметках пьезо-
метрических уровней в разных частях бассейна. Так в Намской и
Бахынайской скважинах, где мощности мерзлых толщ примерно оди-
наковы, абсолютные отметки уровней равны соответственно минус 285
и 52 м. Но в районе пос. Намцы ежегодно возникающий дефицит по
расчетам В. Т. Балобаева в 1,35 больше, чем в Бахынае. Возникнове-
ние дефицита давления в подмерзлотных водоносных горизонтах при-
водит к развитию сил всасывания, которые, в свою очередь, обусловли-
вают усиленное подтягивание вод по сквозным инфильтрационным та-
ликам. Если таковые отсутствуют, то возможно под действием сил вса-
сывания возникновение движения воды вниз по подозерным таликам и
по подрусловому талику под р. Леной, несмотря на то, что они сложе-
ны в нижней своей части водонепроницаемыми породами.
В нижележащих водоносных комплексах нижней юры и палеозоя
пластовое давление остается обычным для артезианских бассейнов в
связи с тем, что область их питания находится южнее, где многолетне-
мерзлые породы имеют прерывистое распространение .и существенно
не препятствуют инфильтрации атмосферных и поверхностных вод.
При возникновении высоких внутрипластовых давлений в резуль-
тате промерзания межмерзлотных и подмерзлотных артезианских водо-
носных слоев возможно формирование крупных пластовых залежей
инъекционных льдов (см. гл. VIII),.
4. Существенное значение в распределении мощностей мерзлых
толщ в пределах артезианских бассейнов имеет характер тектоническо-
го строения территории и неотектонические движения. В структурах
372
Рис. 173. Схематический гидрогеологический профиль по линии Якутск—Жиганск (по А. Н. Косолапову): 1— архей (изверженные л
метаморфические породы); 2 — средний кембрий (преимущественно известковые породы); 3— нижний триас (песчаники, аргиллиты,
алевролиты); 4— средний и верхний триас (алевролиты, песчаники, аргиллиты); 5 — нижняя юра (песчаники, алевролиты, аргиллиты);
б—средняя юра (песчаники, глины, алевролиты); 7 — верхняя юра (песчаники, алевролиты, глины, угли); 8 — нижний .мел (пески,
песчаники с линзами алевролитов, аргиллитов и углей); 9— верхний мел (каолипизированные пески с линзами и прослоями глин); 10—
третичные отложения (преимущественно песчаные отложения с линзами галечников, иногда углей); // — стратиграфические границы;
12 — предполагаемые линии тектонических нарушений (Усть-Внлюйскнй надвиг); 13 — нижняя граница многолетней мерзлоты; /-/—ниж-
няя граница распространения пресных вод; 15— граница распространения вод с минерализацией до 2,5 г/л; 16 — граница распро-
странения вод с минерализацией до 10 г/л; 17 — относительно-водоупорные горизонты; 18 — схематическое изображение скважины;
а) ствол скважины, б) интервал опробования и его номер, о) минерализация пластовых вод (г/л), определенная после установлении по-
стоянства состава, г) величина приведенного пьезометрического уровня н его графическое изображение, д) уровень моря, е) глубина
скважины, м
Примечание. Косая штриховка в верхней части разреза — область распространения многолетнемерзлых пород
второго „ли более высокого порядков, представляющих собой опуска-
ния (синклинали), мощность мерзлых толщ во многих бассейнах боль-
ше, чем в структурах поднятий (антиклиналях) или на территории раз-
вития разрывных дислокаций как со смещениями, так и без них. Это
обусловлено: а) преимущественно нисходящим движением вод во впа-
динах или их застойным режимом, а также меньшей плотностью пото-
ка геотермического тепла в таких структурах; б) более интенсивным
водообменом и преимущественно восходящим движением вод в подня-
тиях и на участках развития значительных по размерам разрывных
тектонических дислокаций, особенно омоложенных новейшими движе-
ниями.
Примером может служить Якутский артезианский бассейн, где зна-
чительные мощности мерзлых толщ до 500—700 м приурочены к цент-
ральным частям впадин Линдинской, Лунхинской и др., а пониженные
мощности (до 150—200 м) — к поднятиям Якутскому, Мунскому и
Усть-Вилюйскому надвигу. Направление движения вод в сторону, на-
пример, Усть-Вилюйского надвига подчеркивается и распределением
гидрохимических зон. Здесь размеры зон пресных и солоноватых вод
резко сокращены по сравнению с впадинами за счет развития более
мощной зоны соленых вод, залегающей ближе к поверхности (см.
рис. 173).
Заметим, что эта закономерность прослеживается не повсеместно.
Так в ряде положительных газоносных структур на севере Западно-Си-
бирского артезианского бассейна мощность мерзлых толщ не только
не сокращается, но может и увеличиваться (Баулин, Чеховский, 1973).
5. В тех случаях, когда зона пресных вод невелика в результате
близкого залегания к поверхности земли соленосных геологических на-
пластований, породы этой зоны могут быть полностью проморожены.
Водоносные породы зоны солоноватых вод и верхней части зоны соле-
ных вод могут быть замерзшими, но, как правило, включают линзы и
слои высокоминерализованных вод, образовавшихся в результате крио-
генной метаморфизации. Нижняя часть зоны соленых вод и верхняя
часть зоны рассолов могут находиться в охлажденном ниже 0° состоя-
нии. Такие условия существуют, например, в северо-западной части
Якутского, на севере Тунгусского, в Олененском, Кутуйском и др. крио-
артезианских бассейнах.
6. В южных районах некоторых криоартезианских бассейнов и ар-
тезианских бассейнов сплошного промерзания (см. табл. 30) в верхней
части осадочного чехла известны бассейны пресных трещинно-карсто-
вых, трещинно-жильных, а иногда и поровых вод межмерзлотного сто-
ка. Образовались они, видимо, после климатического оптимума, на мес-
те частично протаявших и не полностью промерзших надмерзлотных
таликовых зон. Питание вод осуществляется на водоразделах, под озе-
рами, по несквозным дождевально-радиационным таликам. Дренируют-
ся воды гидрографической сетью. Такой бассейн, например, изучен в
бассейне р. Вилюй (Романовский, Бударин, Волкова, 1968).
Влияние многолетнего промерзания на вулканогенные супербассей-
ны изучено недостаточно. Вулканогенный покров этих структур обычно
разбит системой трещин на всю его мощность. Это обстоятельство
вблизи южной границы криолитозоны (см. гл. VIII-3) создает благо-
приятную обстановку для формирования дождевально-радиационных
таликов. По сплошности развития мерзлых толщ можно выделить вул-
каногенные супербассейны островного, прерывистого и сплошного про-
мерзания. Если эффузивный покров проморожен полностью, то как са-
мостоятельные структуры вулканогенные супербассейны перестают су-
374
складчатых областях" м? пр0"сРза""»
складчатых областей' в знХ°тХ^??"“',“...усл
входящих в их состав гпдвогео.ль"°" >|еРе определяются
сеймов л вулкачо™, г"дРогк>логически- --
ностк. И С1
кономервосткмв изменения S.Z'’'"™"'1''--------“ " за’
« Общими чертами их геологоХ^ " "х "₽«««
«их Г00И,ОИтпСТЬ ГеОКР™ЛОГ"Я=СКИХ
них горизонтов пород, мощность
и степенью их проморожен-
:тей, связанных с общими за-
геологотектоиичёского' едения. “ "* "₽еДеЛаХ
иолпгииАГ1/!!Х условщ-, (т. е. температуры верх-
мерзлых толщ, количество и катего-
Рнс 174. Изменение расходов
ио времени для источников вод
подмерзлотного стока Верхоя-
но-Колымской горноскладчатой
гидрогеологической области:
~ «Сакынджя» — бассейн
р. Уянднны; 2 — «Анмангын-
да» — бассейн р. Колымы;
,4 — «Тарынг-Юрях> и
«Ьйемю» — бассейн р. Момы;
5 — «Нерюча» — бассейн
р. Индигирки (по данным
В. Е. Афанасенко, Н. А. Бука-
ева. Н. Н. Романовского,
О. Н. Толстихина, П. Ф. Шве-
цова)
<рии таликов и др.) в гидрогеологических горно-складчатых областях
существенно зависят от проявления высотной геокриологической пояс-
ности и широтной геокриологической зональности. Так на геокриоло-
гические условия артезианских (адартезианских) бассейнов замкнутого
типа, приуроченных к межгорным тектоническим впадинам, передовым
прогибам и т. д., в большей степени влияет геокриологическая зональ-
ность. Геокриологические условия массивов и адмассивов, представ-
ленные в рельефе главным образом горами, определяются высотной
поясностью, а в широком региональном плане — сочетанием высотно-
поясных и широтно-зональных условий. Повышение суровости темпе-
ратурного режима и возрастание мощности мерзлых толщ с увеличе-
нием абсолютных и относительных высот обусловливает резкое умень-
шение в этом направлении ресурсов грунтовых вод (вплоть до их пол-
ного исчезновения), а также вод глубокого стока. Очаги питания, пути
движения и места разгрузки подземных вод в гидрогеологических мас-
сивах и адмассивах горных областей сосредоточиваются по речным до-
линам, заложенным, как правило, по тектоническим нарушениям.
2. Новейшие тектонические движения играют важную роль в сте-
пени раскрытости гидрогеологических структур и интенсивности водо-
обмена. Активные дифференцированные движения обеспечивают даже
в самых суровых геокриологических условиях существование инфиль-
трационных (инфлюационных) таликов под реками с временными в
потоками (см. IX-3 и 1Х-4), глубокий подмерзлотный сток по зонам
тектонической трещиноватости, а также совершенную гидРа?л]^2®
связь криогндрогеологнческих массивов и адмассивов. с одной иТ0Ре •
с замкнутыми артезианскими, адартезнанскнми бассейнами и крноген-
375
ними постартезианскими бассейнами трещинных и трещинно-жильных
вод — с другой. В таких условиях положение таликов, места разгруз-
ки подземных вод и связанные с ними наледи контролируются текто-
ническими нарушениями. Следствием этого является расположение на-
ледей в виде цепей (наледные линии). Новейшие движения приводят
к смещению напорно-фильтрационных таликов (см. IX-4) и многолет-
ней миграции наледей (см. VII-4).
3. Сосредоточенность подземного стока по наиболее трещинова-
тым, хорошо водопроницаемым тектоническим зонам, большие гидрав-
лические уклоны обусловливают часто весьма короткие циклы водооб-
мена, составляющие от нескольких лет до нескольких десятков лет, а
также существенные изменения дебитов источников в течение года
(рис. 174).
4. В горных районах со слабыми или недифференцированными но-
вейшими движениями многолетнее глубокое промерзание может при-
водить к образованию замкнутых криогидрогеологических структур.
В таких условиях происходит изоляция криогидрогеологических мас-
сивов, адмассивов, замкнутых артезианских бассейнов сплошного про-
мерзания и криогенных постартезианских бассейнов друг от друга, а
водообмен поверхностных и подмерзлотных вод практически полностью
прекращается. Незначительные ресурсы грунтовых вод могут оставать-
ся только в несквозных подрусловых и подозерных таликах.
5. В горных районах, подвергшихся оледенению в верхнем плейсто-
цене, благодаря экзарационной деятельности ледников образовались
переуглубленные участки долин, которые в дальнейшем были заполне-
ны крупнообломочными ледниковыми и водноледниковыми отложения-
ми. В гидрогеологическом отношении они явились мощными коллекто-
рами подземных вод. Некоторые из них при отступании ледников ли-
шились питания и промерзли. Другие существуют в настоящее время.
Они определяют формирование наледей в высокогорном поясе и, види-
мо, играют важную роль как промежуточные коллекторы в питании
вод глубокого подмерзлотного стока. Влияние оледенений на мерзлот-
но-гидрогеологические условия горно-складчатых областей требует
дальнейшего изучения.
Глава XI
ВОПРОСЫ ИСТОРИИ РАЗВИТИЯ МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ
ГОРНЫХ ПОРОД
XI-1. ПОСТАНОВКА И СОСТОЯНИЕ ВОПРОСА
Развитие толщ многолетнемерзлых пород в зависимости от различ-
ных факторов и условий рассмотрено в гл. VIII. История их формиро-
вания должна рассматриваться на базе изложенных выше основных
закономерностей, обязательной связи с общими изменениями природ-
ной среды как в планетарном масштабе, так и в различных регионах
за определенный этап геологического времени. Поэтому история разви-
тия мерзлых толщ должна изучаться на палеогеографической основе.
Развитие мерзлых толщ находит свое выражение в изменениях их
площадного распространения, мощностей, температурного режима, кри-
огенного строения, состояния, а также сопутствующих их образованию
и деградации криогенных явлений. Оно совершается во времени под
влиянием изменений внешнего и внутреннего теплообмена, т. е. гра-
ничных условий на верхней и нижней поверхностях мерзлых толщ.
В силу этого при изучении их истории необходимо базироваться на:
1) современном состоянии многолетнемерзлых пород, их генезисе,
составе, криогенном строении, распространении по площади, мощности
и прерывистости по вертикали, температурном режиме мерзлой толщи
и подстилающих талых пород;
2) геологической истории региона, учитывая новейшие тектоничес-
кие движения, оледенения, трансгрессии и регрессии моря, условия
осадконакопления или денудация в плиоцене, плейстоцене и голоцене;
3) на ходе изменения природной среды за указанный выше период
геологического времени. При этом необходимо Учит“ваатв ва"р?ВЛТ
ные и колебательные (ритмические) изменения климата, прямые и об
ЕЬ—и=
Tc?p=x’S^ на нихОдна-
ко такого рода сведения обычн° ^Упоп’пончины изменения теплового
Весьма существенно что до с X пор прпнины „ ае_
состояния поверхности Земли, на vp0BHe гипотез. Да и сами
градации оледенении я преимУщёственно по косвенным гео-
эти изменения восстаиа влн РЗИСа состава отложении и прост-
логическим данным: ч^киХ комплексов пород, сменам фау-
др™0™ для полу,ения на“6ол“3“
объективной картины палеогеографических событий применяется боль-
шой комплекс методов изучения новейших отложений, а под руковод-
ством К. К. Маркова (1969) разработан так называемый метод их «со-
пряженного анализа» (см. «Руководство по изучению новейших отло-
жений», 1976). Он обеспечивает взаимный контроль и дополнение дан-
ных анализа разрезов плейстоценовых отложений большим числом ме-
тодов, что позволяет наиболее точно реконструировать природные ус-
ловия.
Следует отметить, что в последнее время стали широко применять-*
ся методы абсолютной геохронологии (радиоуглеродный, неравновесно-
урановый, протоактинево-иониевый, калий-аргоновый) и палеомагнит-
ный метод, позволяющие синхронизировать геологические события. Од-
нако из методов ядерной геохронологии четвертичного периода наибо-
лее разработан и широко применяется только радиоуглеродный, имею-
щий верхний предел датирования 70 тыс. лет. Иониевый (до 250—
500 тыс. лет) и калий-аргоновый (от 100 тыс. лет до 10 млн. лет) ме-
тоды трудоемки, требуют усовершенствования, и по ним получено
небольшое число датировок. Для определения изменения температур
океана и температурных условий районов современного оледенения
применяется изотопный метод по соотношению О18/О16.
Получение абсолютных хронологических дат позволяет оценить
возраст различных геологических событий, время и продолжительность
эпох с различными климатическими условиями. По сопоставлению дан-
ных о флоре и фауне, о почвах, о генезисе, составе и геохимических
особенностях различных отложений и другим показателям представ-
ляется возможным восстанавливать климат прошлого, в том числе та-
кие составляющие, как температуры вегетационного периода, среднего-
довые температуры воздуха, степень континентальности, примерное ко-
личество атмосферных осадков и др. Наличие этих показателей и гео-
хронологических данных дает возможность применять методы анали-
тических расчетов и моделирования динамики геокриологических усло-
вий геологического прошлого. Укажем, что важнейшая информация
о палеогеокриологических условиях может быть получена на основании
мерзлотно-фациального анализа сингенетических промерзших отложе-
ний, в том числе с использованием заключенных в них следов криоген-
ных процессов и явлений. Особое значение для установления среднего-
довых температур пород и континентальности типов сезонного промер-
зания и оттаивания играют сингенетические полигонально-жильные
•структуры (см. VII-6). По сочетанию различных полигонально-жиль-
ных структур в разных типах одновозрастных отложений можно уста-
новить диапазоны /Ср пород (см. рис. 123) соответствующего времени.
Изменения систем сингенетических полигонально-жильных структур в
разрезах могут дать информацию об изменениях континентальности
типов СТС (СМС) и гСр пород (рис. 175).
Важные данные о палеомерзлотных условиях и их последующих
сменах дают и реликты криогенных явлений, заключенные в оттаявших
отложениях. Одни из них только свидетельствуют о былом существо-
вании глубокого сезонного промерзания или многолетнемерзлых по-
род, по другим можно оценивать tCp пород, степень континентальности
типов СТС (СМС) и увлажненности отложений этих слоев. В обла-
сти многолетнемерзлых горных пород представляется возможным оце-
нивать минимально необходимое время для образования мерзлой тол-
щи определенной мощности и льдистости, так называемый минималь-
ный криогенный возраст (Кудрявцев, 1963). Анализ геотермических
разрезов мощных мерзлых толщ дает ключ к изучению их динамики
378
Рис. 175. Системы сингенетических полигонально-жильных структур в однород-
ных по составу отложениях и возможная палеомерзлотная информация по изме-
нению амплитуды колебаний температур на поверхности (До), и среднегодовой
температуры пород (/ср) в период их формирования: а) изначально-грунтовые
.жилы; б) повторно-жильные льды; в) изначально-грунтовые жилы н повторно-
жильные льды (или псевдоморфозы по ним)
379
этап — голоцен.
L——I------1_____I__' 1 । 1/577°
600 500 ЪОО 300 200. 100О
Тысячелетия
Рис. 176. Кривая М. Миланкови-
ча в новейшей редакции А. Воер-
кома. Черное — ледниковые эпохи
гии и палеогеографии, а в дополнение к ним используются методы
мерзлотно-фациального анализа, анализа реликтов криогенных явле-
ний и форм криогенного рельефа, методы моделирования и аналитиче-
ских расчетов геокриологических условий прошлого.
XI-2. ОСНОВНЫЕ ЧЕРТЫ ПРИРОДНОГО ПРОЦЕССА В ПЛЕЙСТОЦЕНЕ,
ВЛИЯЮЩИЕ НА ИСТОРИЮ РАЗВИТИЯ МЕРЗЛЫХ ТОЛЩ
Развитие толщ многолетнемерзлых пород находится в зависимо-
сти и тесной взаимной связи с большим числом компонентов природ-
ной среды. Поэтому история их формирования и деградации может
рассматриваться только в связи с общим ходом развития природных
процессов. Время, когда появились и получили наиболее широкое рас-
пространение процессы многолетнего промерзания пород, криогенные
процессы и явления, охватывает главным образом самый новейший пе-
риод развития Земли — плейстоцен, включая и его самый поздний
промерзание пород в отдельных районах
земного шара, например в высокогорье
и приполярных участках суши, могло
быть и в более ранние этапы кайнозоя.
Однако наибольшего развития криолп-
тозона как геологическое явление дости-
гает именно в плейстоцене.
К- К. Марковым (Марков, Величко,
1967) в результате обобщения исследо-
вания четвертичного периода (плейсто-
цена), выполненного совместно с
Н. Н. Николаевым, Г. И. Лазуковым,
А. А. Величко, показаны главнейшие черты развития природы Земли
в этот период, ряд из которых имеет важнейшее значение для подхо-
да к анализу развития криолитозоны.
1. С начала кайнозоя происходит направленное похолодание кли-
мата Земли. Причиной этого нараставшего во времени похолодания
является увеличение площади суши и сокращение площади, занятой
морями в связи с новейшими тектоническими поднятиями (так назы-
ваемый «неотектонический контроль похолодания»). Только в отдель-
ных местах тектонические опускания могли вызывать небольшое на-
правленное потепление.
2. На фоне направленного похолодания происходят колебательные
изменения климата, «пульсационные ритмы». Причины этих ритмичес-
ких изменений усматриваются главным образом в колебаниях солнеч-
ной активности и неодинаковом поступлении радиации Солнца на по-
верхность Земли при периодических нарушениях в ее движении. По-
следние связаны в основном с изменением наклона земной оси к плос-
кости эклиптики (кривая Миланковича, рис. 176). В результате на
Земле чередовались эпохи похолоданий и потеплений климата, что
наиболее полно проявлялось в смещении географических поясов и из-
менений их соотношения.
3. Как направленные, так и ритмические (колебательные) изме-
нения климата в пределах всей планеты бывают повсеместными, но
пространственно разномасштабными. Так, величина похолоданий, кли-
мата по сравнению с современностью колебалась в различных районах
от 4 до 60°С.
4. Нарастающее неотектоническое поднятие поверхности Земли и
похолодание определяло повышение сухости климата. Особенно отчет-
380
блю^™сьР^ континенте. Вместе с тем на-
только разномасштабными ип н Увлажненности’ которые были не
да один пространства суши vi!РазнонапРавленными- в 1,0 время, ког-
хронность но оаанпмягт^А Увлажнялпсь, другие - осушались. Сип-
лость и о’азиомпгттпа£ШТаб‘1ОСТЬ похол°дани» и потеплений, асинхрон-
важнуш ппп. п сштабность увлажнения и усыхания климата играют
оледенений п пЛпШеНИ" вопроса 0 синхронности (или асинхронности)
е Mann различии 11х масштабов в разных районах земного шара,
плппшш/, 1равленное похолодание началось, по крайней мере, со второй
половины олигоцена, т. е. 30 млн. лет назад (Синицын, 1965). Оно со-
р ждалось и ритмическими изменениями климата. Однако на рубе-
же плиоцена и плейстоцена темп развития природы резко изменился,
на что указывают, в частности, палеотемпературные исследования.
1\. К. Марков подчеркивает, что перелом в темпе похолодания на-
чался вместе с покровным оледенением северного полушария. «Скачок
был подготовлен непрекращающимся тектоническим поднятием поверх-
ности материков. Но вызван указанный скачок мог быть только изме-
нением восприимчивости земной поверхности к порогу приходящей сол-
нечной радиации» (Марков, Величко, 1967, с. 411). При площади оле-
денения моря и суши до 100 млн. км2, что составляет 20% всей зем-
ной поверхности, резко изменился тепловой баланс планеты: в 5 раз
увеличилось альбедо на территориях, покрывшихся льдом, значитель-
ная часть радиации стала расходоваться на таяние льда. Разруше-
ние ледниковых покровов при потеплениях также приводит к глубоким
изменениям теплового баланса Земли и его структуры. Поэтому в плей-
стоцене при похолоданиях и потеплениях, сопровождавшихся появле-
нием и разрушением покровных оледенений, существенно резче, кон-
трастнее, чем ранее, появились ритмические изменения природы. Не-
сомненно они сопровождались появлением и деградацией криолито-
На протяжении плейстоцена темп направленного похолодания уве-
личивался. Это выразилось в повышении суровости и.^^ел^°^[‘ем-
пиодов похолоданий, сокращении периодов потеплении и снижении тем
ператур воздуха в это время (Величко, 1973). Обратим виимаиие. то
кривая Миланковича в ее новой редакции свидетельс у У
нии» ритмов похолоданий к концу плейстоцена (см. рис. 1/b).
XI-3 О СООТНОШЕНИЯХ МЕЖДУ ПОХОЛОДАНИЯМИ
ОЛЕДЕНЕНИЯМИ СУШИ И МОРЯ И РАЗВИТИЕМ МЕРЗЛЫХ ТОЛЩ
Исторически изучение=.
развивалось в Европе. СовеР™“'° похолоданий, а их отступание
нений здесь связывалось. с: пери да“1мата. Эт„ представления были
и исчезновение — с потеплениям ПрОсы историк развитая мерз-
перенесены в определенной мере “ « ’рассматривались как реликт
лых толщ. Современные мерзлые т₽ л’ьдОВ на приморских
холодной ледниковой эпохи. ТолИЖ * островах (сингенетические
арктических низменностях . ’трактовались как захоронении
повторно-жильные льды в Воллосович н др.) И одиозна
ледниковые покровы (Э В. Толь К- К- е„„ЯМИ более западных
^т;
Х°ТсХн "Pm"Co™S„°4«TBO тверды^осадков^имой при весьма
фицит влажности, мало
низких температурах воздуха. На ограниченное развитие ледниковых
отложений в горах Сибири указывал И. Д. Черский.
Из изложенных в гл. IV, VI и VIII представлений следует, что
для появления отрицательных температур пород и развития мерзлых
толщ благоприятным является низкая температура воздуха, малое ко-
личество осадков, высокая континентальность климата, когда в усло-
виях жаркого лета резко возрастают потери тепла на испарение, а в
условиях антициклонального состояния погоды очень значительно эф-
фективное длинноволновое излучение подстилающей поверхности.
Для образования ледников необходимы отрицательные температу-
ры воздуха, а также выпадение большого количества твердых осадков
превышающего величину их летнего таяния и испарения. При низких’
температурах выпадение снега может быть относительно небольшим
но достаточным для поддержания равновесия в существовании ледни-
ка. Это равновесие при повышении температуры воздуха может сохра-
ниться только при увеличении количества выпадающего снега. В про-
тивном случае ледник начинает деградировать. Таким образом, для
образования ледников и их прогрессивного развития благоприятен
морской холодный климат с большим количеством твердых осадков.
Ледники являются сложными подвижными образованиями, расте-
кающимися от участков наиболее высоко расположенных к понижен-
ным (щиты — от центра к периферии). В них существует зона аккуму-
ляции, где количество снега больше величины его таяния, и зона абля-
ции, в которой приход снега меньше его расхода.
Обратное воздействие ледников на климат различно. Небольшие
(горные) ледники влияют в основном на микроклимат небольшого уча-
стка, а крупные ледниковые покровы — на климат не только над са-
мим ледником, но и на климатические условия значительных терри-
торий. Известно, что в центральных частях Антарктиды среднегодовые
температуры воздуха и льда составляют —50, —60°С, а в Гренландии
—30, —40°С.
С ледниковых щитов обычно дуют холодные и сухие, так называе-
мые стоковые ветры, приводящие к интенсивным эоловым процессам,
сдуванию снега, формированию при морозобойном растрескивании пер-
вично-песчаных и песчано-ледяных жил (см. VII-5). Одновременно с
этим предледниковая полоса сильно обводнена за счет ледниковых вод.
Это обусловливает в определенных условиях образование наледей.
Здесь существуют низкотемпературные мерзлые толщи и типы СТС вы-
сокой континентальности.
Палеогеографические исследования А. А. Величко (1969, 1973) по-
казали, что вопросы соотношения и динамики покровных оледенений и
многолетнемерзлых толщ (подземного оледенения) должны обязатель-
но рассматриваться с учетом оледенения моря. При этом следует учи-
тывать как области распространения многолетних (паковых), так
и сезонно образующихся морских льдов, так как на море, покрытом
льдом:
1) резко уменьшается испарение, что способствует формированию
сухих холодных воздушных масс;
2) существенно увеличивается альбедо поверхности, вследствие че-
го уменьшается доля поглощаемой радиации и возрастает отраженная
радиация;
3) образование антициклональных масс воздуха уменьшает или
ликвидирует совсем оранжерейный эффект (см. гл. III).
Климат морских бассейнов, покрытых льдами, приобретает черты
холодного, континентального, влияя тем самым на водно-тепловой ба-
382
ДУШНЫХ Ма™Хф5мир°ювд"Ся'м" ’ Ц“°М' Ую;”™,шс СУХОСТИ ВОЗ-
питания ледников, способствует ™ м°рем’ возможности
нении холодного климата СУ™ С0?Ращению их размеров при сохра-
мата и увеличение его супапаДРУГ2И СТОРОНЫ> континентализация кли-
толщ, понижению t поп<?п 2 ” благопРиятствУ1ОТ развитию мерзлых
и СМС, развитию такихРк1’и?еЛИЧеНИЮ ’^"““ьности типов СТС
бойное растрескивание пРоцессов и явлений, как морозо-
и nnvrne Кп,ооИВаНе’ образование полигонально-жильных структур
ckomv плрпртЛГ0ЛарЯ пТОМу обстоятельству, максимальному днепров-
пеоигляпиапкияст'0 В Восточной Европе соответствует довольно узкая
1пЛтпоИп альная зона с реликтами криогенных явлений. Напротив, су-
^rnnuu™ меньшему по размерам валдайскому оледенению отвечает
огромная по ширине зона (гиперзона), названная А. А. Величко «ве-
ликой криогенной областью», на которой повсеместно фиксируются
следы криогенных явлений.
Увеличение деловитости моря в периоды похолоданий в большей
степени сказывалось на климате территорий, омываемых морями (Ев-
ропе, Северной Америке), чем на внутриконтинентальных районах
Азии, удаленных от моря, или в областях северо-восточной части Си-
бири, примыкающих к акватории Ледовитого океана, где «оледене-
ние моря» не могло меняться кардинально.
В умеренных и северных широтах на территориях, омываемых мо-
рями, в периоды потеплений в плейстоцене господствовал морской
влажный климат. При похолоданиях здесь в первую очередь начинали
образовываться ледники, а климат становился холодным морским. Если
при продолжающемся похолодании и изменении направления теплых
морских течений (что, видимо, очень важно) оледенение охватывало и
омывающие моря, то климат сменялся на холодный континентальный.
Последнее способствовало уменьшению питания ледников и их регрес-
сии, а также прогрессивному развитию криолитозоны. Именно такие
условия, как доказал А. А. Величко, возникли в конце верхнего плей-
стоцена в Европе, когда перед валдайским ледниковым покровом, при-
мерно вдвое меньшим по площади, чем покров максимального днеп-
ровского оледенения, образовалась «великая криогенная область»,а
климат достиг своей максимальной суровости. п“сл“а™й“°е
ление привело к быстрому разрушению ледового “°кРова м°р"'“ т
рое вызвало резкое скачкообразное «змеиеяке климата слектвкХ
континентального к морскому, относительно теплому) и, как следствв;
быструю деградацию мерзлых толщ °ГР0“НО ₽, межледниковых
При этом амплитуда вековых изменений кл““’ем^т “орямя Европы
до максимума похолодания) » У“ов" хв°е"“” к ВОСТоку. в сторону
имела наибольшую величину. Евразии она постепенно убывала, а
?“?^е„^^лВмгХиз= носили более плавный, коле-
^^И^ложенное^ыше позволяет сдигагь слещоощие обобщения^
1) в вопросе о Динамике геокримопп^нх «У и
похолоданий необходимо учи . разлвЧны в разных Региоаа**
-°—°к морс”,“
““Т» связи с различиями В У— —- “\Тд£
вания ледников, с одной 1ытхрпо^оатине*^^вр51ё.^р.т^ё^лепыпвнко-
гой, похолодания В разн“ ньшение влажности атмосферы
дили к разным последствиял, у
личества твердых осадков при похолоданиях в наиболее суровых, кон-
тинентальных районах могло способствовать сокращению оледенения
в периоды потеплений в таких районах ледники, напротив, могли уве-
личиваться;
3) крупные многовековые похолодания и потепления, сопровожда-
ющиеся развитием материковых оледенений и оледенениями моря,
имеют наибольшую амплитуду и приводят к наиболее глубоким и конт-
растным изменениям природных условий (в том числе и многолетне-
мерзлых толщ) в регионах с морским климатом. Коротко-, средне- и
длиннопериодные (с периодами в первые тысячи лет) колебания (см.
гл. VIII) в равной степени проявляются в условиях морского и конти-
нентального климатов. При этом амплитуда изменений бывает меньше
в районах с сильным влиянием моря, благодаря высокой тепловой
инерции водных масс и больших затрат тепла на фазовые превра-
щения.
Важным является вопрос о существовании многолетнемерзлых по-
род под ледниками. В общем виде их существование определяется
температурой поверхности ледника (/0), мощностью льда (/г) и вели-
чиной геотермического градиента в его толще (A//Az). Температура у
подошвы ледника |/л| = |/0|—й-^-может быть или отрицательной
или равной 0°. В первом случае под толщей льда существуют мерзлые
толщи, во втором — талые породы. По данным П. А. Шумского (1955),
геотермические ступени (Дз/Д/) в малоподвижных, холодных ледниках
больше и приблизительно равны 30 м/град, а в быстро движущихся
меньше (порядка 20 м/град и более). Известно, что под маломощными
ледниками Северо-Востока СССР повсеместно развиты многолетне-
мерзлые породы. В основании среднеазиатских ледников существуют
как многолетнемерзлые, так и талые породы. Под ледниковыми щита-
ми картина весьма сложная. Известно, что в Гренландии в 150 км к
востоку от г. Туле температура под толщей льда 1300 м равна —13°С
(Landway, 1967; и др.). В северной части Канадского архипелага подо
льдом мощностью 121 км th=—16°, а при толщине льда 645 м—близ-
ка к 0° (Patterson, 1968). Мощность мерзлых толщ в целом под ледни-
ками, видимо, всегда меньше, чем на не занятых льдом участках, а
под мощными ледниковыми щитами существуют талики. Поэтому при
наступании ледника мерзлые толщи пород под ним уменьшаются по
мощности или оттаивают, а при регрессии освободившиеся из-под него
талые породы начинают промерзать, в связи с чем суровость мерзлых
толщ возрастает в соответствии с природными условиями на его пред-
полье. Мощные ледниковые покровы, формировавшиеся в холодные
этапы плейстоцена в Европе, Северной Америке, некоторых районах Си-
бири, приводили к деградации многолетнемерзлых пород под ними.
Напротив, после их исчезновения, особенно в арктических и восточных
континентальных районах, могло происходить прогрессивное развитие
криолитозоны.
XI-4. ВЛИЯНИЕ НОВЕЙШИХ ТЕКТОНИЧЕСКИХ ДВИЖЕНИЙ, РЕГРЕССИЙ
И ТРАНСГРЕССИЙ МОРЯ НА РАЗВИТИЕ МЕРЗЛЫХ ТОЛЩ
Новейшие движения в кайнозое, как указывалось выше, привели
к увеличению площади суши, повышению континентальности климата
и его суровости. Это, в свою очередь, обусловило тенденцию увеличе-
ния площадей, занятых толщами мерзлых пород от начала плейстоце-
на до современности.
384
Новейшие движения имеют в пеип
репцнрованный характер: горы оВ„Т„ "°“ » днффе-
прололжают подниматься- » 6м“ «Р™"«= эпохи,,
или отстают в темпе по» ятиГТ ™ ВПаД""Ы " ""зменпые Ра™""“
личивается контрастность релифа а 3?Каютга' Всл'Аста»е этого уве-
условии развития мерзлых то™ i слеловательио, и дифференциация
следиих при существовании мёюгЛГ°Р"“х хрсбтах " "падинах. В по-
ются сингенетически г|ппмепзя,Л°ЛеТ’1СМСрзл01 ° субстрата накаплипа-
сущне важнейшую информацию^6 к011тииенталь||ые отложения, не-
Благодаря высокой !° ° no“ra°«I™°a°n™c,Mx услояиях.
впадинах и низменностях на^олёГГй '’"'"" М6рЗЛЫХ "»
намики геокриологитескпх уел™» Р "П0’|ал“ютс“ последствия ди-
термоабразия и др. У'оовик, такие, как термокарст, термоэрозия
?ГкНЯп™' 3Р"“Х сооружений в плейстоцене приводило:
температуры поверхности пород (в ковтппепталь-
пых районах только выше потолка инверсии). В ряде случаев по-
1973)ЙИе М0ГЛ° Д0СТИГать &~7°С за 50—150 тыс- лет (Романовский,
>2) к возрастанию расчлененности рельефа и, как следствие, во-
первых, к большей дренировайности пород горных массивов, что умень-
шает затраты тепла на фазовые превращения при промерзании, во-
вторых, к увеличению поверхности охлаждения (объемному охлажде-
нию гор) и ряду других последствий. Все это способствует увеличению
мощности мерзлых толщ поднимающихся горных массивов.
Значительные по величине поднятия гор приводили также к пере-
хвату влажных воздушных масс, образованию горных ледников и изме-
нениям особенностей формирования /ср и £От- Заметим, что очень зна-
чительные поднятия в кайнозое гор Центральной и Средней Азии, пре-
градивших доступ влажным теплым воздушным массам из Индийского
оксана в Сибирь, обусловили здесь господство в плейстоцене конти-
нентального климата и истории развития мерзлых толщ, в общем-то
существенно отличной от Европы и Северной Америки. Отсутствие в
Северной Америке широтного горного барьера, препятствующего по-
ступлению на север теплого влажного, морского воздуха, приводило к
резким изменениям в развитии мерзлых толщ и ледников в холодные
и теплые эпохи плейстоцена.
Морские трансгрессии и регрессии полярного бассейна были связа.
ны как с новейшими движениями, так и с изменениями уров: я Мир
го океана в ледниковые и межледниковые эпохи. Нагом им что
приводят: ___„„„„„Я „ппя морских отложений, быстрому в
I) к выходу из-по: ур' температуры на поверхности пород
геологическом смысле понижени " РП ’Ртуры поверхности пород
(t„). При этом диапазон "зм'“™ омтветствующих зональным
Д/„ менялся от 0 , —1,7 f Д° 1 УР^ юм ш„|готах происхо-
^;ГгреВссеия',тем₽еЖьше было направленное понижение температур
д% к промерзанию «»₽« Д2^н°«^и“^
(см'
VI11-7, 8); 385
25 Зак. 98
^ЛОЯИТЫ1
Рис. 177. Карта динамики развития мерзлых толщ в плейстоцене и голоцене на территории СССР (схематизировано no С.М. Фо-
тиеву, 1978)- /—современная зона реликтовых мерзлых толщ под акваторией полярного бассейна; 2 — северная зона многолет
мерзлых толщ плейстоценового возраста, не оттаивавших в голоцене; 3 — южная зона многолетнемерзлых толщ (сев р( ’
плейстоценовые мерзлые толщи, оттаявшие с поверхности в голоценовый климатический оптимум; 4 ю™'[ааао гп,|ОПе|10„0РГ0
лых толщ (южная подзона): плейстоценовые мерзлые толщи, протаявшие в голоцене полностью; 5 мерзлые толщи ц
возраста; 6— зона сезонного промерзания пород в верхнем плейстоцене; 7—изолинии мощноегн криолитозоР -
ласти многолетнемерзлых пород в период климатического минимума в верхнем плейстоцене (15 17 • //_ пяспоостоанения
личко с добавлениями С. М. Фотиева); 9 —площади полного оттаивания мерзлых толшi в1 гол°^*1е-,пЫСОтно-поясных (//)
мерзлых толщ, не оттаявших с поверхности в голоценовый оптимум в результате шпротпо-зоигы1ьн' мерзлых толщ
особенностей теплообмена; /2 —между северной и южной зонами многолетнемерзлых пород, /У распро р. синя г. р_^
позднеголоцепового возраста в Западной Сибири и на севере европейской части СССР (по В . Ь ул ^у /5_ мор-
74 — области многолетнемерзлых пород в современный период (по И. Я. Баранову, В. В. в } J. . плейстоцене (по
«вх льдов в верхнем влеВетоцеве (по А, Л. Величко): М—океовачоскоЯ платформы; /7 — суши л перхаем плелетоцепе
Н. И. Николаеву, С. С. Шульцу)
Рис. 177. Карта динамики развития мерзлых толщ в плейстоцене и го-'°РС| с й поля^ зона многолетне-
тневу, 1978)- / — современная зона реликтовых мерзлых толщ под акватори Р „{Холетнемерзлых толщ (северная подзона):
мерзлых толщ плейстоценового возраста, не оттаивавших в голоцене, 3 юж« ” оптимум; /—южная зона многолетнемерз-
плейстоценовые мерзлые толщи, оттаявшие с поверхности в голоценовый кЛ1, полностью: 5—мерзлые толщи голоценового
лых толщ (южная подзона): плейстоценовые мерзлые толщи.протаявши"^ости криоли^зоны. Границы: 3-об-
возраста; 6 — зона сезонного промерзания пород в верхнем плейстоцен • плейстоцене (15—17 тыс. лет назад) (по А. А. Ве-
ласти многолетнемерзлых пород в период климатического минимума "/ДрХ, ер3лых толщ Аолоиене; 10, //-распространения
личко с добавлениями С. М. Фотиева); 9-площади полного vXaTe широтно-зональных (10) и высотно-поясных (//)
мерзлых толщ, не оттаявших с поверхности в голоценовый оптимум в р. пород- /3 — распространения мерзлых толщ
особенностей теплообмена; /2 - между северной и южной зонами многолет)ссСР₽(по В. В Баулину и И. Г Оберману),
позднеголоценового возраста в Западной Сибири и на_ севере евро „ Баоа1|ову в В. Баулину, С. М. Фотиеву); 15 мор
14 -области многолетнемерзлых пород в к^Р"бД_(оПк°аИ1|ческой платформы; /7-суши в верхнем плейстоцене (по
ских льдов в верхнем плейстоцене (по А. А. Величко) Николаеву, С, С. Шульцу)
Наиболее древние следы многолетнего промерзания пород уста-
новлены на севере Колымской приморской низменности (Шер, 1971;
Архангелов, Шер, 1973). Здесь в фаунистнчески охарактеризованном
констративном аллювии олёрской свиты, датируемой нижним плейсто-
ценом (700—360 тыс. лет назад), обнаружены три горизонта псевдо-
морфоз по повторно-жильным льдам. Псевдоморфозы синхронны вме-
щающим их отложениям. Они образовались скорее всего в результате
вытаивания ледяных жил при миграции русла реки. Особенности крио-
генного строения пород, прекрасная сохранность костных остатков и
другие признаки свидетельствуют о непрерывном существовании мно-
голетнемерзлого состояния пород в этом районе с нижнего плейстоцена.
Температура мерзлых пород в начале времени формирования олёрской
свиты была не выше —3°С и понижалась к концу этого этапа до —5,
—6°С. Таким образом, можно предположить, что многолетнее промер-
зание пород на Колымской низменности началось еще в верхнем плио-
цене.
Наличие мерзлых толщ на приморских низменностях в нижнем
плейстоцене подтверждается также данными О. А. Иванова, Н. Н. Ро-
мановского, Ю. А. Лаврушина, исследовавших повторно-жильные льды
и псевдоморфозы по ним в отложениях, условно (по корреляции) да-
тируемых нижнеплейстоценовыми.
На севере Аляски и Канады Д. Хопкинс, Р. Браун, Т. Певе и дру-
гие исследователи оценивают время начала многолетнего промерзания
пород более чем 1 —1,5 млн. лет назад. При этом они принимают во
внимание многочисленные палеофаунистические данные, как и опреде-
ления абсолютного возраста отложений, содержащих псевдоморфозы
по жильным льдам.
В Центральной Якутии исследованиями Е. Г. Катасоновой,
Н. С. Даниловой, П. А. Соловьева и др.) установлено существование
сингенетических жильных льдов в отложениях V террас Вилюя и Лены,
датируемых по фауне нижним плейстоценом (Вангенгейм, 1961;
Равский, 1966; и др.). Примерно об этом же времени начала мно-
голетнего промерзания свидетельствуют комплексные исследования раз-
реза Мамонтовой Горы на Алдане (Агаджанян и др., 1973). В резуль-
тате сопряженного анализа отложений было установлено, во-первых,
наличие относительно слабых ритмических изменений на фоне направ-
ленного похолодания и увеличения континентальности климата, во-вто-
рых, непрерывное существование мерзлых толщ в этом районе с конца
нижнего плейстоцена до настоящего времени. Вывод об отсутствии глу-
бокого многолетнего оттаивания в Центральной Якутии со среднего
плейстоцена был сделан на основании мерзлотно-фациального анализа
сингенетически мерзлых отложений этого региона Е. М. Катасоновым
(1965).
В Западной Сибири в период домаксимального нижнечетвертич-
ного оледенения на не занятых льдом территориях суровые мерзлые
толщи с /Ср ниже —4,5, —5° образовывались в достаточно южных рай-
онах низовьев Иртыша (58° с. ш.). Их былое существование установ-
лено по наличию псевдоморфоз по жильным льдам в аллювиальных
песках (Каплянская, Тарноградский, 1974). В европейской части СССР
следов развития мерзлых толщ времени окского оледенения известно
мало.
В среднем плейстоцене имело место несколько климатиче-
ских ритмов, в том числе максимальное (днепровское, самаровское)
оледенение.
В Восточной Сибири в южных впадинах Забайкалья низкотемпера-
турные мерзлые толщи Фо
теплые ^этапы (Равский, 1966,Ир972)ДИСЬ В холод,,ые и ^Радировали в
статочно суровыеСЬ1аРсеврпр°пНЯ был” неодн°Р°Дные, хотя в целом це-
ненный морской бассейн ™«,и,.Начала плеист°чена существовал опрес-
63° с. ш. до 64—66° Опрп граница которого смещалась от 62-
трансгрессии (Попов' ПР°ИСХОДИЛИ в Условиях морской
бокогомноголетнего’ промкаЛ±Г 6ла™"Р“”™« ™ глу-
где они и сохоанипип? „ Р НИЯ П°Р°Д были в Районе 60-62° с. ш„
ВА период самаРпоХпгА Д° настоящего времени (Баулин и др.. 1967).
стигала 66 66° а СК°Г° оледенеиия южная граница мерзлых толщ до-
стига ла 55-56 с. ш., смещаясь к северу в теплые эпохи.
АПАПАиоииГл еискои части СССР в периоды днепровского и московского
° А И В пеРигляциальной зоне шло многолетнее промерзание по-
род и формировались многочисленные полигонально-жильные структу-
ры, описанные по большому числу разрезов А. И. Москвитиным,
А. И. Поповым, А. А. Величко и многими другими. В межледниковые
эпохи, которым был свойствен климат более теплый, чем современный,
происходила полная деградация мерзлых толщ.
В верхнем плейстоцене, примерно 70000 лет назад, на-
ступила эпоха похолодания (валдайское оледенение в европейской ча-
сти СССР, разделенное брянским межстадиалом, зырянское и сартан-
ское оледенения Сибири с каргинским межледниковьем между ними).
В Западной Сибири в начале верхнего плейстоцена (в казанцев-
ское время) началась регрессия морского бассейна и многолетнее про-
мерзание освобождавшихся из-под моря пород (Баулин, 1958). Схема
развития мерзлых толщ во времени показана на рис. 178. Схема со-
ставлена по меридиональному разрезу через Западную Сибирь по ре-
зультатам моделирования, выполненного А. А. Шарбатяном (1962).
Валдайское оледенение'сопровождалось понижением уровня моря
на 100—130 м, а во второй своей стадии оледенением моря, граница
суши в Сибири продвинулась к северу на 800-900 ю' Xwexonn’o
но меньше максимального, а сартанское носило р
РаКТВРЕвропе валдайское оледенение имело «“Х^’рГмХх^плей-
лее ранние нижне- и среднеплеистоце• плейстоцеие. Его наа-
стоценовое похолодание был° “““ я от 30-35 тыс. до 10 ™с- лет
более холодный этап <>™атываетфиксируется 15-17 тыс. лет
назад, причем максимум похододанн Ф ыри талщам„ „едется»-
назад. В этот период площадь, заня р всег0 северного докуша-
ем суши и моря составляла 25% поверки как в европеп-
рия (Величко, 1973). Граница миоголетяемералек0 аа юг см
процессов
шёйием ледникового покрова суши, ледового покрова моря и началом
деградации мерзлых толщ в «великой криогенной области». Темп от-
ступления к северу южной границы мерзлых толщ был максимальным
в Европе и понижался к востоку. Наиболее северного положения гра-
ница многолетнемерзлых пород достигла в период так называемого го-
лоценового климатического оптимума (от 8—8,5 до 4,5 тыс. лет, по дан-
ным Н. А. Кинд, 1974; и др.). Мощные плейстоценовые мерзлые толщи
на севере европейской части СССР, Западной Сибири не успели пол-
ностью протаять к концу климатического оптимума, образовав зону ре-
ликтовых мерзлых толщ. Примерно 4,5 тыс. лет назад началось верхне-
голоценовое похолодание и ново-
образование мерзлых толщ. На
севере, где мощность протаявше-
го за голоценовый «оптимум»
слоя была невелика (десятки мет-
ров), произошло смыкание плей-
стоценовых (реликтовых) и но-
вообразовавшихся голоценовых
мерзлых толщ. Южнее, где мно-
голетнее оттаивание достигло
150—200 м, а мощность вновь про-
Рис. 178. Схема развития мерзлых толщ
(показаны штриховкой) на севере За-
падной Сибири (по А. А. Шербатяну,
1962, с небольшими исправлениями).
Распространение мерзлых толщ в мери-
диональном направлении: 1 — в конце
среднего плейстоцена; II—в начале верх-
него плейстоцена (казанцевское межлед-
никовье); III — в конце зырянского вре-
мени; IV — в конце каргинского време-
ни; V — в конце сартанского •времени;
VI — в конце климатического оптимума;
VII — современное залегание мерзлых
толщ
мерзших пород была меньше, сформировались двуслойные мерзлые тол-
щи (см. рис. 177). В пределах Западной Сибири, а возможно, и на Ев-
ропейском севере (Оберман, 1975) граница современных многолетне-
мерзлых пород проходит севернее, чем южная граница реликтовых
мерзлых толщ. В Средней Сибири (Фотиев и др., 1974). картина обрат-
ная (см. рис. 177). Причины этих различий являются предметом даль-
нейших исследований. На протяжении второго «холодного» этапа го-
лоцена положение южной границы менялось в связи со средне- и ко-
роткопериодными изменениями теплообмена (см. VIII-1) и продолжа-
лась деградация снизу слоя реликтовых мерзлых толщ.
Глава XII
РАЙОНИРОВАНИЕ, МЕРЗЛОТНАЯ СЪЕМКА
И КАРТИРОВАНИЕ КРИОЛИТОЗОНЫ
.{ОБЛАСТИ РАСПРОСТРАНЕНИЯ МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ ПОРОД)
и, ЗАДАЧ” И ПРИНЦИПЫ РАЙОНИРОВАНИЯ
КРИОЛИТОЗОНЫ
'Криолитозоной называет™
вую или отрицательную темпеоаыт?аГорных П0Р°Д. имеющих нуле-
.лет. Под районированием криолиточпнИ«гвКМе ряда ^не менее трех)
ков земном коры, различающихся меХ °б'"аст?” «ыделеяие участ-
ваняя, распространения |Г строен,™’ 6 "° УСЛОВ|1ЯМ формвро-
районирования имеет свои собственны? В"Т°”К“'’ Каждая единица
характеристики, выбранные в качегТн кач,;с™||1ь,в " количественные
торые отличаются от подобных ™t,n₽MHDK0" Рая°»мрования. ко-
частей. характеристик других выделенных
-личным" вРзавжимоста^тотоР^СпляаТ|>11“аеМЫХ-ВО"РО“в быаает Раз'
ним отпяжяшшпм Т0Г0, является ли районирование комплекс-
пекте °илвсдуемую материальную систему в широком ас-
ным nnecL™™ каааюшимся ее отдельных сторон, или специаль-
1965’) Р ДУ Щ ' 0П|,едсли"1У10 УЗЯУЮ практическую цель (Баранов,
Признаки районирования и количество таксономических единиц
могут быть различными в "зависимости от целевого назначения, разме-
ра районируемой территории и масштаба карт, на которых проводит-
ся районирование, но в любых случаях они должны характеризовать
коренные, существенные стороны мерзлотной обстановки, которые оп-
ределяются условиями формирования сезонно- и многолетнемерзлых
толщ и криогенных геологических образований и закономерностями их
развития в зависимости от комплекса природной среды.
Мерзлотное (геокриологическое) районирование является слож-
ным, так как базируется на геологических, геоморфологических, гео-
графических и теплофизических природных зависимостях. Основные его
положения можно сформулировать следующим образом.
1. При мерзлотном районировании определение принципов выде-
ления территориальных единиц и установление их границ должно осу-
ществляться путем применения факторного анализа к оценке законо-
мерностей формирования мерзлотных условий, когда в качестве факто-
ров природной обстановки выступают такие составляющие, как совре-
менный климат и его изменения в кайнозое, геологическое развитие
территории и процессы рельефообразования в новейшее время, совре-
менные ландшафтные условия и их изменения в связи с изменением
климата, изменение уровня теплообмена на поверхности земли к его
связь с направленностью и периодичностью изменения климата и др.
2 Формирование многолетнемерзлых толщ горных пород проасхо-
дит в’ опраделРенной климатической обстановке, определяемой радиаци-
391
онным балансом поверхности земли и характером его составляющих
за этот период. Поэтому климатическое районирование является одной
из основ мерзлотного районирования.
3. Многолетнемерзлые толщи горних пород формируются в тес-
ной взаимосвязи с развитием всего комплекса природных условий и
являются конкретным выражением изменения состава, состояния и
свойств горных пород, обусловленных всей историей геологического
развития и особенно в четвертичный период, соизмеримый с криоген-
ным возрастом мерзлых толщ. Поэтому районирование области рас-
пространения многолетнемерзлых толщ в первую очередь должно опи-
раться на структурно-геологическое районирование.
4. Геологическим структурам в рельефе соответствуют морфо-
структуры, обусловленные геоморфологическим развитием территории.
При обзорных масштабах районирования (1 : 1 000 000 и мельче) выде-
ляются морфоструктуры первых порядков, по мере укрупнения мас-
штаба и добавления признаков районирования выделяются морфо-
структуры более высоких порядков, их части и элементы, которым со-
ответствуют определенные ландшафтные подразделения.
5. Многолетнемерзлые породы формируются в тесном комплексе и
взаимодействии со всеми составляющими природной среды.' Большое
значение для условий теплообмена имеют поверхностные условия, учи-
тывающиеся при районировании через климатические, почвенно-геобо-
танические и орографические условия.
6. Районирование любой территории криолитозоны должно произ-
водиться на основе региональной классификации многолетнемерзлых
толщ горных пород. Общие принципы таких региональных классифи-
каций приведены в VIII-9. Региональной классификацией области крио-
литозоны является смысловая часть легенды Геокриологической карты
СССР масштаба 1 : 2 500 000.
Целевое назначение мерзлотного районирования в зависимости от
масштаба карт может иметь несколько аспектов. Такое районирование-
призвано:
а) служить обобщению характеристик мерзлотных условий с
целью отражения наиболее общих зональных и региональных законо-
мерностей их формирования;
б) использоваться в качестве мерзлотной основы для распростра-
нения положений СНИПов, составляемых для области развития крио-
литозоны;
в) являться основой при разработке мерзлотно-гидрогеологических
и мерзлотно-инженерно-геологических схем районирования, составляе-
мых с целью рационального планирования и охраны природной среды.
XII-2. ОБЗОРНЫЕ КАРТЫ РАЙОНИРОВАНИЯ КРИОЛИТОЗОНЫ
Все обзорные мерзлотные карты мельче масштаба 1 :2 500 000 по»
существу являются картами районирования криолитозоны. Первые по-
добные карты были составлены М. И. Сумгиным (1927, 1937) и-
С. Г. Пархоменко (1937), а в 1946 г.—В. Ф. Тумелем ш являлись преи-
мущественно картами распространения вечной мерзлоты. При весьма
ограниченном количестве фактических данных о распространении,.
мощностях и температурах вечномерзлой толщи первые мерзлотные-
карты отражали в основном широтную зональность мерзлотных ус-
ловий.
Последующее накопление фактического материала о мерзлой зоне
литосферы, связанное с освоением пространств Сибири и Дальнего-
392
Востока, а также разработка т«™
пия потребовали составления . рст,1Ческих положений мерзлотоведе-
Поэтому карты мерзлотного пайппХ’ б°ЛСС УсовеРше»ствованных карт,
матизированной комплексной п °'”Р°Вания стали составляться насхе-
рование мерзлых толщ как основе’ отражающей форми-
графических и геологическихГусл^™ еНа * определенных ге0‘
онноованияРв^°АаНКип отвечала каРта мерзлотно-температурного рай-
ной зав юимо^тимрК^83 (1954Ь вставленная на основе а) тес-
чапипй ГП игтачл» рзлотных Условий с геолого-географической обста-
па овлепия ’.1е только качественной, но и количественной
ОЦл\чоп ИХ взаимосвязен. в) выявления влияния факторов природ-
ной среды на формирование среднегодовой температуры пород, связы-
вающей теплофизическую сторону мерзлотного процесса с геолого-гео-
графическои. Такой подход дал возможность выделения природных »
мерзлотно-температурных зон, характеризующихся принадлежностью к
определенным геолого-геоморфологическим провинциям и климатичес-
ко-геоботаническим зонам и отличающихся по распространению, средне-
годовым температурам и мощностям мерзлых толщ.
Выбор в качестве основного признака районирования среднегодо- - -
вой температуры пород и наличие закономерной связи этой температу-
ры ,с важнейшими составляющими природных условий дал возмож-
ность выделения мерзлотно-температурных зон. Это подразделение на-
температурные зоны, выражающее общую закономерность теплообме-
на на поверхности земли, проведено В. А. Кудрявцевым в сочетании с
анализом геологической и географической обстановок, в которой она-
проявляется. Таковыми являются геологические, геоморфологические»
гидрогеологические и геоботанические условия, влияние которых учи-
тывалось при проведении основного температурного рзионировани ’
За границы раздела мерзлотно-температурных зон В. А. Кудр
принял положение геоизотерм у подошаыслоясезоииы,
?:SS\“p»o«bZ»“ положе'ниё’н'улевой геоизотермы принятое
южную границу распространения толщ, характер
также были показаны мощности м ниеРмерзЛотного процесса
распространения мерзлых пород р каждой выделенной мерз-
ко устойчивости развития, характерные для каждой
лотно-температурной зоны. nfi__rTb оаспространения мерзлых
По геоморфологическим 4ePJa“„Sa‘?ra L провинции (горио-
толщ на карте В. А. Кудрявцева ^Танины); по гидрогеолога-
гкладчатые области, плоскогорья и плато р (гидрогеологические
чесом условиям она подразделяется на oto^^АР и
горно-складчатые о6ласт“-™чкюмУ признаку выделены геоботанп
ГгМ.°Й “ПоХеХ Хет темп— "ю-к^
е^ХксХ^Т — —
Гр'ХоГ. И₽а уерэлотно-температурное
„пв-х мкоао“ер;;
рого в обобщенном виде -SS5
сти формирования многолетнемерзлых горных пород. Кроме того, эта
карта явилась первой картой, построенной с применением расчетных
<хем на базе знания двусторонних зависимостей, которые открыли
принципиальную возможность прогнозирования мерзлотных условий.
Этим мерзлотно-температурная карта В. А. Кудрявцева существенно
отличалась от всех предшествующих карт районирования, а метод ее
составления заложил основы современной методики мелкомасштабного
мерзлотного картирования и прогнозирования, разрабатываемой на ка-
федре мерзлотоведения МГУ.
В последующие годы был составлен ряд карт мерзлотного райони-
рования, в основу которых были положены различные комплексные и
частные мерзлотные признаки. При этом сразу же необходимо отме-
тить. что поскольку криолитозона является сложной материальной при-
родной системой, возникшей и развивающейся в определенных клима-
тических и ландшафтных условиях, постольку каждая сторона взаи-
мосвязи требует особого изучения и является предметом и признаком
районирования. При этом все направления классифицирования вечной
мерзлоты и районирования криолитозоны являются генетическими, ка-
кую бы сторону взаимосвязи они ни отражали и через какие бы харак-
теристики криолитозоны они ни проявлялись.
В 1956 г. П. Ф. Швецов ввел понятие о геокриологической форма-
ции как основе для геокриологического районирования. Определив ее
как «типичную, для данного участка, района,, области мерзлую толщу
земной коры, сравнительно однородную по составу, строению, темпе-
ратуре, мощности, глубине залегания от поверхности почвы, степени и
характеру-прерывистости в пространстве, водоносности, и водопроница-
емости горных пород» (с. 29), П. Ф. Швецов ввел такую единицу рай-
онирования, характеристики которой в любом масштабе от обзорного
до планового можно прочитать только в таблице, а не на самой карте.
Этот подход как принцип геокриологического районирования в силу
множественности заложенных в него характеристик криолитозоны, за-
кономерности формирования которых невозможно проследить по связи
< изменением природной среды, не получил широкого развития в реше-
нии рассматриваемого вопроса. Однако такой подход, основанный на
районировании отдельных характеристик, определяющих геокриологи-
ческую формацию, всеми исследователями применялся еще ранее, на-
чиная с М. И. Сумгина, В. Ф. Тумеля, В. К. Яновского, В. А. Кудрявце-
ва и др., и применяется в настоящее время в качестве основы ланд-
шафтного микрорайонирования. Такой подход лежит в основе обоб-
щающего районирования, при котором мерзлотные условия выделен-
ных на карте подразделений генерализованы в более крупные системы
под каким-то определенным углом зрения, например <с позиций зональ-
ных закономерностей формирования криолитозоны или 'Связи гидрогео-
логических структур и криолитозоны, или инженерно-геологической
оценки структурно-геологических подразделений криолитозоны и др.
Поэтому районирование криолитозоны целесообразно выполнять
на основе таких генетических классификаций, которые, с одной сторо-
ны, давали бы возможность проследить на карте закономерности фор-
мирования многолетнего промерзания в коренных и рыхлых породах,
•с другой — через основные геокриологические параметры давали бы
возможность при районировании выразить общие зональные и регио-
нальные закономерности теплообмена горных пород с атмосферой.
По этому пути вслед за В. А. Кудрявцевым принципы районирова-
ния развивали И. Я- Баранов, А. И. Попов, П. И. Мельников, А. И. Ка-
лабин и другие.
-394
и. Я. Барановым в 1956 г к,.
-первая комплексная схематично г кончена, а в I960 г. издана
в масштабе 1 ; 10000 000 обобч. ии *ГсокРиологическая карта СССР»
фактический материал и'отоазивп ШЭЯ накоплснный к тому времени
о характере криолитозоны СССР к” уровень развития представлений
ной геологической основе с обоб *^арта построена на схематизирован-
ных условий) отражением зонал?™?’” (В ВИДе изолиний для плакор-
литозопы — распоостпаирн11ааЛЬ1П> " Реги°нальных признаков крио-
мерзлых толЩРО6оС,“™\ “““Г"'
криогенных образований На ас"Рос’Ра“е,"'е криогенных и пост-
и условий их развития И « 6.» хаРактеР»с™« мерзлых толщ
пяктрпичпвямы П тО Ьарановым выделены па карте и оха-
них - океанические "«Ч^ктЯв зон, причем две из
,„ЛЛ?В»°Й1оЙ:ОК|1"0'10Г"чккой к“Рте СССР», составленной И. Я. Ба-
Ра "73 г- в масштабе 1 .5000000, продолжено и детализиро-
вано развитие представлений, лежащих в основе составления предыду-
щей карты. Детализация (в виде тех же изолиний) касается учета
региональных черт рельефа, отражения обобщенных гидрогеологичес-
ких и геотермических условий и типа промерзания мерзлых толщ.
А. И. Попов, развивавший криолитологическое направление в рай-
онировании, составил «Карту мерзлотно-геологических районов области
вечной мерзлоты в СССР» (1958) и карту «Вечная мерзлота СССР»
(1962), отражающую типы подземного льда в масштабе 1 -.20 000 000,
«Схематическую карту криогенных горных пород Западной Сибири»
0969) в масштабе 1 : 5 000 000 и ряд других.
Значительное число карт районирования составлено на отдельные
регионы криолитозоны СССР. Так, А. И. Калабиным опубликована
(1960) «Мерзлотно-гидрогеологическая карта Северо-Востока СССР»
в масштабе 1 : 10 000 000; П. И. Мельниковым (1966) — «Схематичес-
кая геокриологическая карта Якутской АССР», впервые составлена
в масштабе 1 : 5000000; В. В. Баулиным с соавторами (1967Г 1972)
ряд схематических геокриологических карт Западной Сибири в м с
штабе 1 : 10 000 000 - 1 :_5 000 000; И. А Не«расовым (19О - -КаР
та геокриологического ранонироваипя СССР» ,„„криологи.
С. М. Фотиевым с соавторами (1974) многие
ческая карта Средней Сибири» в масштабе 1.7 500 000
ДРУГ5итенс..зное освоение-облает,,Х-^с^оГмТе'рнаТа к'к
В — 1;50М°00'
1 : 1 000 000. .7q я карта обзорного районирования
Представленная на рис. -95000 000 является генеРа-™3£^й
Х^Хм“^^=-^™=^-бе»нос-
мена в горных пр м среднегодовые темпер Р^ характеристик
S»Xx условий в масипббе
устанавливались при Р 395
. л . to A UvnnnhneB? I зона отрицательно т.емпс|):1-.
Puc. Kapra
турных соленых вод — криопэгов вис л в Неизвестному),, Р * ш (М}: 3 — tcP ниже —13 ,
//пг?—0 5° м до 15—20 м, /ср талых пород от + 4 д . /4 —зона распространения Д^ау с редкими островами
»»>““" = '’ ммп.то..-^ --------------------------------------
факторного "Р«менепия
которогос пом°™°
валйгк опРеДелялась и учиты-
оам?„3аВ"““кть «рзлотвых
стви™Р™ °т крокотккеокого
nCT°P”" теологического
г„ «Тия’ г,|ДРогеологических и
глубинных геотермических усло-
и и от комплекса ландшафтно-
геоморфологических и климатн-
еских условий на поверхности,
в соответствии с анализом кото-
рых и выполнялось картирова-
ли составлении данной об-
зорной карты взаимообусловлен-
ность криолитозоны с геологиче-
ской, морфоструктурной и ланд-
шафтной средой, составляющая
принципиальную особенность
«Геокриологической карты
СССР» масштаба 1:2500000,
существенно генерализовалась,
высветив обобщенные регио-
нально-зональные закономерно-
сти теплообмена горных пород с
атмосферой.
Геокриологическая карта
СССР масштаба 1:2 500 000 яв-
ляется новой картой мерзлотных
условий, составленной впервые в
этом масштабе на всю террито-
рию СССР. Эта карта в связи с
ее научным и практическим зна-
чением рассмотрена несколько
подробнее.
Карта составлена в 1976—
1977 гг. на кафедре мерзлотове-
дения геологического факульте-
та МГУ при участии других гео-
криологических организаций, та-
ких как Институт мерзлотоведе-
ния СО АН СССР, кафедра
грунтоведения и инженерной гео-
логии геологического факультета
МГУ, отдел геокриологических
исследований ПНИИИС Гос-
строя СССР, СЕВМОРГЕО, По-
лярно-Уральское производств, ге-
ол.-разв. Объединение и др.
Карта подготовлена боль-
шим коллективом авторов, в чис-
ло которых по отдельным регио-
нам п районам входят К. А. Кон-
дратьева, С. А. Замолотчикова,
397
Н. И. Труш. А. В. Гаврилов, Н. Ф. Полтсв, А. Н. Горбунов, О. М. Ли-
сицына, В. Н. Смирнова, В. В. Баулин, А. В. Груздов, В. Т. Трофимов
Н. Н. Романовский, Л. С. Гарагуля, А. А. Чеховской, Н. Г. Оверман'
С. Е. Суходольский, Л. Н. Максимова, Л. М. Демидюк, И. А. Некра-
сов, В. Е. Афанасенко, В. Н. Зайцев, С. Ф. Хруцкий, Т. Ю. Шаталова,
С. М. Фотиев, Н. С. Данилова и другие. Научное руководство осу-
ществлялось В. А. Кудрявцевым и К- А. Кондратьевой.
Создание этой карты является важнейшим результатом многолет-
них крупных исследований с учетом последних разработок и достиже-
нии в области теоретической и региональной советской геокриологии.
Главными особенностями «Геокриологической карты СССР» масштаба
1 : 2 500 000 являются:
I) полная увязка зонально-поясных условий теплообмена и регио-
нальных факторов формирования мерзлых толщ пород, определяющих
основные закономерности их развития в зависимости от геолого-геогра-
фической обстановки;
2) отражение широтной зональности и высотной поясности через
показ мерзлотных условий на региональной морфоструктурной основе;
3) отражение взаимосвязи между мерзлотными характеристиками
и факторами природной среды через анализ частных, общих, регио-
нальных и зональных закономерностей формирования мерзлотных ус-
ловий;
4) наиболее детальный показ мерзлотных условий в пределах всей
области криолитозоны нашей страны, возможный в настоящее время
по единой легенде.
В практическом отношении такая карта может быть использована
для: а) выбора вариантов межрегиональных линейных трасс, разме-
щения вариантов новых промышленных центров и другого перспектив-
ного планирования; б) для приближенной оценки мерзлотных условий
на стадии составления перспективных планов освоения территории;
в) для составления региональной схемы охраны природной среды;
г) для получения мерзлотного зонально-регионального фона с целью-
проведения более детальных мерзлотных исследований; д) для учебных
и научно-справочных целей.
Основным методическим приемом при составлении карты явля-
лось использование мерзлотных карт и схем и других материалов мерз-
лотных исследований регионов, районов и участков, которые для состав-
ляемой карты являлись «ключевыми» (см. XII-5). Установленные на
этих ключевых районах частные, общие и региональные закономерно-
сти формирования мерзлотных условий распространялись на сходные
территории при постоянном анализе зависимостей мерзлотных харак-
теристик от изменения факторов и условий природной среды и при
постоянном контроле фактическими данными мерзлотных и других
смежных геологических исследований.
Концентрированным выражением методической основы карты яв-
ляется ее легенда. Разработка основных принципов ее построения и со-
подчинения, а также приемов (способов) графического отображения со-
держания представляет самостоятельное завершенное исследование.
Легенда карты, разработанная В. А. Кудрявцевым, К. А. Кон-
дратьевой и А. В. Гавриловым, отличается компактностью и взаимной
увязкой всех ее разделов при высокой информативности содержания.
В основу создания легенды положены принципы генетической класси-
фикации многолетнемерзлых толщ («Общее мерзлотоведение», 1967).
Эта классификация рассматривает криолитозону как сложную природ-
ную систему, представляющую собой материальную геологическую-
398
среду со всеми ее свойствами г
турных, геоморфологических климйтиТВуЮи1ую в определенных струк-
и обладающую определенными спе?,Д еСКИХ и ландшафтных условиях
рами. Вследствие этого создание „ Ф сКИМИ мерзлотными парамет-
то, чтобы показать взаимосвязь и енды каРты было направлено на
делов, по существу представляюи1пхТ°°бусловлеиность всех ее раз-
ции в региональном изучении „ ,|астныс мерзлотные классифика-
ние придавалось комплексивоваиию”/030”?1' При этом больш°е значе-
и природных характеристик на ™Ja-°C06°D изобРажения мерзлотных
генетической связи внутои кя»пЛаМ°И карт^ ” в легенде на основе
взаимообусловленности меж™ ним^п"™’ °Тражеине взаимосвязи и
кяптиппвамня ия«- ЖД" ими Достигалось путем раздельного
хяпактеоистик nnunJЖ* меРЗЛ0™ых параметров" так и основных
легенде и на каптрН°И Среды' В Результате этого удалось передать
пооо арте характер связи характеристик многолетнемерз-
л р Д собепностеи их формирования в зависимости от клима-
тических, структурно-геологических, геоморфологических, гидрогеоло-
гических, глубинных геотермических и геоботанических условий. В са-
мой общей форме она может быть представлена в виде следующей
схемы (табл. 31).
Зональность природных условий, определяющих мерзлотную зо-
нальность, показана на врезке к карте и в легенде на основе схемы
климатического районирования по Б. П. Алисову (1969) путем порай-
онной характеристики метеорологических элементов, выражающих ха-
рактер теплообмена почвы с атмосферой, и основных зональных раз-
новидностей растительного покрова.
Современные тектонические структуры различного порядка (Нико-
лаев, 1962) и соответствующие им геоморфологические области, гидро-
геологические структуры и глубинные геотермические условия выделе-
ны границами и индексами на карте и охарактеризованы в легенде.
Геоморфологические области (горы, нагорья, плоскогорья, плато,
различные типы равнин) характеризуются в отношении абсолютных от-
меток поверхности, глубины расчленения, а аккумулятивные и аккуму-
лятивно-денудационные равнины - еще и в отношении глубин залега-
- ;_ss=s.aSSSssssss
.....
состава водовмещающих "“Р0®' "Р “ мерзлыми толщами. Осо-
36оЛвь№Л»е“яИконтинентальная и шельфовая зоны охлажденных ниже
°"
строения на карте принят ф р. мерзлОтным принципом — харак
"к?й ^р=Жия в зависимости от типа промерзания
"Состав пород на карте “^«“5
^ХоТеХ»о№3-=
оттаивания (промерзания),
Схема легенды «Геокриологической карты СССР»
Комплекс геологических условий, состав пород и строение
Геострук- турные усло- вия Породы с жесткими связями (скальные и полускальные) 1 Породы с криогенными связями (пока- завы в разделе I а) Г еоморфолог ические условия
Современные геоструктур- ные области разных по- рядков и их соотношение с тектони- ческими зо- нами Типы формаций по тектоничес- кому режиму образования по- род и современ. их характера Формации 2 2 Is о.
Интрузивная Эффузивная Метаморфическая ’ э 5 к н Терригенная Карбонатно-терри- генная Карбонатная Со средним глубоким и ме. ким залеганием коренного oi новация
Горные области Горы I Меж- I и на- горн, горья 1 впад. 1
Многолетнемерзлые породы эпиге- нетического типа промерзания криоген, текстуры—унаследованные
1а 16
Характеристика разреза
многолетнемерзлых толщ
Шв
Глубина залегания и мощность мерзлых толщ
Реликтовых Подледни- ковых
Характеристика подводной
криолитозоны
Обозначения состава и льдистости рыхлых
пород
Шельфовой | Океаниче- ской
типов, в границах которых состав пород показывается определенным
сочетанием литологических знаков, обозначающих торф, глины, суглин-
ки, супеси, пылеватые отложения, пески, валунно-галечные отложения
и щебнисто-глыбовые образования. В соответствии с типом промерза-
ния и литологическими особенностями криогенные текстуры рыхлых
пород охарактеризованы в легенде карты.
Основой картирования скальных и полускальных пород является
отображение формаций, характеризующихся общностью истории раз-
вития, а следовательно, общностью состава и свойств. Это, в свою оче-
редь обеспечивает общность характера теплообмена в толще пород
каждой формации. В качестве формационной основы использованы:
«Структурно-формационная карта для Тихоокеанского пояса» масшта-
400
масштаба 1:2 500 000
многолстнемерзлыГтолщ ~~
Гидрогеологи- ческие условия Глубинные гео- термические y^OBHHj
Тип гидрогео- логических структур, со- отношение та- лых и мерзлых частей струк- тур по разме- рам — Преобладающие значения гео- термического градиента в подстилающих мерзлую толщу талых породах
ба 1 : 1 500 000 под редакцией Л. И. Красного (1966, 1971), «Геологи-
ческая карта Сибирской платформы и прилегающих территорий» мас-
штаба 1 : 1 500 000 под редакцией М. Н. Благовещенской (1973), а так-
же «Инженерно-геологическая карта СССР» масштаба 1 : 2 500 000 под
редакцией М. В. Чуринова (1962) и ряд мелкомасштабных карт от-
дельных регионов. В результате на карте выделены интрузивная, эффу-
зивная, метаморфическая, эффузивно-терригенная, терригенная, террн-
генно-карбонатная, галогенная и молассовая формации, которые рас-
сматриваются в пределах основных современных тектонических струк-
тур. Каждая формация на карте показывается рисунком мелких сеток
коричневого цвета, комплексы рыхлых кайнозойских пород — сетками
серого цвета. Генетическая и стратиграфическая принадлежность рых-
26 Зак. 98
401
лых пород отображаются геологическим индексом, составом пород —
специальными знаками.
Многолетнемерзлые горные породы подразделяются и характеризу-
ются в легенде и на карте по их распространению, по условиям зале-
гания (глубине залегания от поверхности, характеру строения крио-
литозоны по вертикали, соотношению со слоем летнего оттаивания и с
подстилающими водоносными слоями и водоупорами), по среднегодо-
вым температурам пород на подошве слоя сезонных колебаний, по-
мощности многолетнемерзлых толщ, развитых с поверхности, и релик-
товых, по мощности переохлажденных ниже 0°С, пород с солеными ш
рассольными водами, по криогенным текстурам и криогенному возрас-
ту пород, по типу таликов и развитию криогенных геологических обра-
зовании.
Характер площадного распространения мерзлых толщ и их взаи-
моотношение с талыми массивами отображается через показ на карте-
среднегодовых температур пород для каждого геоморфологического и
ландшафтного подразделения цветовой фоновой окраской от теплых,
тонов (для талых пород) к холодным тонам (для мерзлых пород).
В соответствии с изменением температур пород в легенде показано пре-
обладающее процентное соотношение мерзлых массивов в пределах вы-
деленных участков (табл. 32).
Следует особо подчеркнуть, что картированию геокриологических,
условий в зоне южной границы распространения миоголетнемерзлых
пород уделено особое внимание в связи с исключительной динамично-
стью и сложностью ее мерзлотной обстановки. В частности, на карте
Распространение, среднегодовые температуры (£ср) и мощности (М)
многолетнемерзлых толщ
Распространение мерзлых пород % мерзлых массивов по площади М, м
Массивы талых пород . Редкоостровное распростране- ние мерзлых толщ (талые по- роды с островами мерзлых) . Островное распространение мерзлых и талых пород . . . Массивно-островное распрост- ранение мерзлых толщ (мерз- лые породы с островами та- лых) Мерзлые породы преимущест- венно сплошного распростра- нения Мерзлые породы сплошного распространения ОТ 5 ДО 30 от 40 до 60 от 70 до 80 от 90 до 95 от 95 до 100 выше 4-0, 4-4 от-|-2 до —0,5 (от 4-4 до —0.5)1 от 4*1 ДО —I1 (от 4-2 до —1) от 4-0,5 до —2 (от 4-1 до —2)1 от —1 до —3 от —2 до —3 от —3 до —5 от —5 до —7 от —7 до —9 от —9 до —11 от —11 до —13 ниже —13 0-15 0—20 0-50 0—70 0—100 0—100 50—150; 100—300' 100-300 100—300; 200—400 200—400; 300—500 300—500; 400—600 400—600; 500—800 500-800; 600-900 600—900; более 900'
1 Для юга Дальнего Востока.
402
показаны особенности формцпппа
^7^”* Х-РзанТяРгЛ“Хер:°Л- "₽» ~ "
U ,ожко₽й гра„™™;;; Ss;
мерных пород. При этомЖал»™^0’'6 ОстР°вного распространен^
ЛЫ.Х ;п7Щ в различных регионах В1тГп УСЛОВ11Я Формирования мерз*
пеискои части СССР и в Западной Сив\°’ '1Т° На СевеРО-Востоке евро*
род связаны с органогенным состтнпм пР” первые острова мерзлых по-
Дальнем Востоке, например и е п? род в Т0РФя«ь1х буграх, а на
составом рыхлого покрова и с ВЫгпТи.°’МИ?еРальным и минеральным
При прослеживании закономепноет2Ль<5фереиц11ацией РельеФа-
и их температурного режима випип Формирования мерзлых толщ
но-островного к сплошному поД °’ что в исходной зоне от массив-
руется полупереходный и дмты°7устойчивк К3™11 ’°™ фор""’
режима пород в интервале от 21 ™" темпера.турного
такими температурами в зависимой™ ™ d При этом во всеи зоне с
логических и ландшафтных условийге"°г°-''г°“0РФ°-
кяптр отпяжяютса „Л Х условии теплообмена каждого региона на
пепатуоной иннрпсип И особенн°$ти> как> например, проявление тем-
cvnoRwv трмпрпяту И В долинах Средней Сибири, формирование более
суровых температур пород на водоразделах по сравнению с долинами
(Западная Сибирь) и т. п.
Особенности формирования температурного режима пород в обла-
сти сплошного распространения многолетнемерзлых толщ подчиняются
широтной зональности и высотной поясности, которые в конкретных ус-
ловиях регионов отражены на карте в зависимости от геологического
строения, состава и свойств пород, климатических, геоморфологических
и ландшафтных условий. Впервые на этой карте отражены мерзлотные
условия островов Советской Арктики как на поверхности ледниковых
покровов, так и в горных породах, под ними.
Характер изменения мощности мерзлых толщ и их строения по
разрезу отражен на карте в зависимости от геолого-структурного и
геоморфологического строения, состава и свойств пород, палеогеогра-
фических условий, гидрогеологических условий, потока тепла из недр
земли и общепланетарной широтной зональности условий теплообме-
па в кайнозое. Так, например, на Северо-Востоке европейском часта
СССР и в Западной Сибири показаны распространение и мощности
современных, развитых с поверхности, и реликтовых, залегающих на
различной глубине от, поверхности, мерзлых толщ, а для терр Р
^нТкартХно,
и их мощностями, чем в °^ас™ м масштабе талики, разви-
Установленные и каР™Руе““в'тасД1 островного и массивно-остров-
тые в массивах мерзлых П°Р™ б 0„ Рв области сплошного рас-
иого распространения, а ™аа““ зы Раются особыми ввемасштаонымн
пространения мерзлых ™““', TBV101umul генетическими классифккд-
знаками. в соответствии а аУ“е"ву‘™сУ1 температурам (и^житель-
циями они
пая или отрицательная), « м зонам. „г,ОВИЯми
тнческим типам пород или тР„щ‘Лпй30вяняч. связанные с условиями
^Криогенные «™»Хых и „п„рованы в легенде ио уело-
развития многолетнем р *
26*
25 р 25 50 75 нм
Рис. 180. Макет геокриологической карты центральной части Южной Яку-
тии масштаба 1 : 2 500 000. Типы многолетнемерзлых толщ: аллювиаль-
ных — сцементированных льдом: коренных — со льдом по трещинам до
глубины 100 м; островного распространения: 1 — мощностью до 50 м,
/гр от 0 до —1°; 2 — мощностью до 100 м, /Ор от 0 до —1°; 3 — мощ-
ностью до 100 м, /ср от — 1 до —2°; сплошного распространения: 4—мощ-
ностью до 100 м, /ср от 0 до —1°; 5— мощностью до 100 м, /ср от —1
до —2°; 6 — мощностью до 300 м, /ср от —2 до —3°; 7—мощностью
до 300 м. /ер ниже —3°; 8 — мощностью более 300 м, /ср ниже —3°.
Литологический состав коренных пород: 9 — песчаники, алевролиты и ар-
гиллиты с прослоями углей, юрскогр возраста; 10 — доломиты и извест-
няки с прослоями мергелей, нижнекембрийского возраста; 11 — гранити-
зированные кристаллические сланцы и гнейсы архейского комплекса и
диафторированные сланцы и гнейсы протерозойского комплекса; 12 — гео-
логические границы; 13 — границы типов мерзлых толщ; /-/—зоны регио-
нальных разрывных нарушений
виям проявления и ведущим геокпиппп
ваются на карте внемасштабными ™ гическим процессам и показы-
ражены участки частого новообоазопя!^”'’ К₽оме того’ на карте от‘
шейся мерзлоты», границы мо„с'к„™” “ерзлых ™лщ "
нения иосткриогециого рельефа К™ Л ' гРаиипы Распроетра-
по опорным скважинам приводятся даты „кр"°лит°301'ы- В к°л°"ка*
временных, реликтовых мерзлы»^толш „ " условмм залс™ со-
„„аяяиирм IIY _____________'-НЗЛЫА толщ и охлажденных ниже О пород,
С У г>гты гпгтапа Щ генетической и стратиграфической принад-
лежности, состава и распределения температур по разрезу криолнтозо-
НЫ И (если возможно) подстилающих пород
°бРазом. высокая информативность «Геокриологической кар-
ты СССР» масштаба 1:2500 000 (см. ее фрагмент на рис. 180) по-
зволяет поставить ее в ряд ведущих карт природы, позволяющих про-
водить комплексное районирование территории криолитозоны с широ-
ким кругом научных и производственных задач, а также с позиций
охраны природной среды.
Анализ обзорных мерзлотных карт показывает, что каждая из них
в обобщенной форме отражает определенный этап истории мерзлот-
ной изученности территории СССР и основывается на фактических
материалах, полученных в результате специальных мерзлотных иссле-
дований. Вследствие этогр вопросы и методы мерзлотного районирова-
ния тесно переплетаются с вопросами и методами мерзлотной съемки
и картирования.
ХП-3. ОСНОВНЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ, ЗАДАЧИ И ЭТАПЫ
МЕРЗЛОТНОЙ СЪЕМКИ
Основные положения методик,., приемы и
следований разрабатыва.тас^ ведущими оргаи^ Московским сосудар-
мерзлотоведения нм. В. А.Обручева ® Отделом геокриологии
АТЛйв”^ мерзлотоведения
СО АН СССР, ВСЕГИНГЕО МГ СССР и др.мерзлотоведения
Разработка Нуниверситета направлена на
мерзлотных 1,абл1°® "“ЬИЫх характеристиках крио. пород. ЙЛИ
девия о каких-то °т»“ь“ злых толш и‘ ° ер д Даже в случае
мео о распространении мерз отложевии нт. д и следова-
о Льдистости и криогенныхX.S ^арвкХ\Т обетаиовку. «
ЛОВНЙ В связи „зучеиии криолптозо»я но п
освоения. вопросы при * ие мерзлотные ус
UOHn::KoT:a*HK«₽“-cy№CTBY
объяснить, почему эти условия существуют, чем они определяются, под
влиянием каких природных условий и факторов они сформировались
и как будут развиваться в связи с их изменением. Следовательно, в
процессе мерзлотных исследований непременно должны быть изучены
закономерности формирования мерзлотной обстановки как за счет
влияния каждого фактора природной среды, так и за счет их совмест-
ного влияния.
Количественный анализ такого влияния, установленный на основе
расчетных методов, увязывающих теплофизическую и геолого-географи-
ческую природу сезонно- и многолетнемерзлых пород, дополненный ка-
чественной зависимостью, является основным анализом мерзлотной
съемки. Только при таком методическом подходе к проведению съемки
на основе ее результатов может быть разработан мерзлотный прогноз,
что является обязательным завершающим этапом мерзлотной съемки
любого масштаба.
Комплекс полевых и камеральных исследований, имеющих целью
изучение частных и общих закономерностей формирования и развития
сезонно- и многолетнемерзлых пород и сопутствующих криогенных про-
цессов и образований, на основе которых может быть составлено пред-
ставление о мерзлотных условиях территории, называется мерзлотной
съемкой. В результате проведения мерзлотной съемки должны быть
изучены:
1) закономерности распространения сезонно- и многолетнемерзлых
толщ и их прерывистость по площади в зависимости от изменения гео-
лого-географической среды;
2) условия залегания и ярусности мерзлых толщ по разрезу в за-
висимости от динамики климата, геологического строения, неотектони-
ки и влияния поверхностных и подземных вод;
3) особенности состава и свойств мерзлых, промерзающих и оттаи-
вающих горных пород геолого-генетических комплексов и формаций;
4) особенности криогенного строения мерзлых толщ, криогенных
текстур, влажности и льдистости рыхлых и коренных пород в зависи-
мости от их состава, генезиса, возраста и неотектонического развития,
типа промерзания и динамики развития криогенного процесса;
5) закономерности формирования температурного режима пород
на подошве слоя сезонного промерзания и оттаивания и на глубине
нулевых годовых амплитуд на основе факторного анализа существую-
щих природных условий и динамики их развития во времени;
6) закономерности формирования глубин сезонного промерзания и
оттаивания пород и их динамика в зависимости от изменения факторов
природной среды;
7) особенности изменения мощностей сезонно- и многолетнемерз-
лых толщ во времени, по площади и в разрезе в связи с геокриологи-
ческой историей развития региона и существующими природными ус-
ловиями;
8) особенности формирования и развития таликов различных ти-
пов в зависимости от генезиса, распространения и характера проявле-
ния;
9) закономерности развития и распространения криогенных и дру-
гих геологических процессов и образований в зависимости от комплек-
сов природных условий;
10) особенности взаимодействия мерзлых толщ с поверхностными
и подземными водами в зависимости от существующих природных ус-
ловий и истории криогенеза;
11) инженерно-геологические особенности и оценка сезонно- и мно-
406
гголетнемерзлых толщ горных пп
хозяйственного освоения террДи?-в 3аВИСИМОСТИ от направленности
12) опыт строительства н пп ’
зависимости от типа инженеп ^еДСТВИЯ Других видов освоения в
процесса; 1 сооружений и динамики криогенного
13) история развития мерзлых т»
климата и геологической истопив Т0ЛЩ В зависимости от динамики
Поскольку методологической n«”°Ha-
представление о тесной спя™ .. основои мерзлотной съемки является
тия сезонно- и мпоголетнемеозлтВИтпМОСТН Ф°РмиРовання 11 ₽азви'
комплекса факторов природной cneL тЛ ” к₽иогенных явлений °J
холима типизация пяип-1 ж °И среды> то ПРН проведении съемки необ-
г venonTu.? “ДШафТ0В’ хаРа><теризующихся идентичными при-
Им плпжны спптпрт НУТРН выДеленных ландшафтных подразделений.
кЛсппаиа Ыо тствовать однородные (в масштабе съемки) мерзлот-
ные условия. Изучение закономерностей формирования мерзлотных ус-
ловии производится на ключевых участках (см. XII-5). Распростране-
ние установленных закономерностей по территории производится по
выделенным ландшафтным типам на основе ландшафтно-индикацион-
ного метода (см. XII-5).
Изучение качественного и количественного влияния каждого при-
родного фактора и их совместного влияния на формирование мерзлот-
ных условий дает возможность их изучения в динамике, в зависимости
•от естественного хода развития природной обстановки, а также с уче-
том особенностей производственного освоения территории. Метод ана-
.лиза и синтеза при установлении частных, общих и региональных за-
кономерностей формирования сезонно- и многолетнемерзлых толщ гор-
ных пород и их криогенного строения обеспечивает высокое качество
и кондиционность геокриологической съемки, соответствующие совре-
менному уровню развития геокриологической науки. Мерзлотная съем-
ка является обязательной основой любых мерзлотных исследовании,!
в том числе мерзлотного прогноза.
Мерзлотная съемка включает три последовательных э-апа- "°л
-говительный, полевой и камеральный («Методика...», 1970, «Инструк
этап производите» о—не »аУ™-^0
мзводственных задач и составление про fими Р так и вси
и опубликованного материала как спей‘ еар„ой карты мерзлот-
-смежных ^следовании и составление^ аРэрофотомате-
того районирования, предв р ительных (предполевых) карт
„палов (XII-6) г, составление предв.(Х11-5) ; вы-
геоморфологической и ландшафтно Р программ исследовании
•бор ключевых участков (ХП-5) к «ста изакономерностей фор-
па каждом из них по изучению частных и , „,г6ин сезонного промер-
мировая температурного )“’ых легенд для час™-
м7жд7и.Хс=^
.составление схемы » „азс>,ных маршрута» и другие
аэровизуальных ГУ мщ10НЯЫХ работ программой, которая
готовительных и ,пппняется в соответствии с н к корректн-
Полевой этап в“п^ материалов и 1их “заповЫРРеНню
=ээ^==*-““.
период при использовании специальных мерзлотных, а также геологи-
ческих, геоморфологических, геоботанических, гидрогеологических, гео-
физических и других методов исследования (см. ХП-4) при обязатель-
ном применении аэрофотометодов (см. XI1-6) изучаются на ключевых
участках (см. XII-5) и в увязочных маршрутах частные и общие зако-
номерности формирования мерзлотных условий. На их основе, допол-
ненной расчетными методами, производится полевое мерзлотное кар-
тирование в более крупном масштабе, чем съемочный, сопровождае-
мое составлением полевых мерзлотных профилей и колонок разрезов
по скважинам, шурфам, обнажениям и другим горным выработкам.
При составлении полевых мерзлотных карт используются уточненные
в поле геологическая, геоморфологическая, геоботаническая и другие
специальные карты, а также карта ландшафтного микрорайонирова-
ния. Кроме того, в полевой период производится изучение опыта строи-
тельства и эксплуатации промышленных сооружений, отдельных зда-
нии, коммуникаций и других площадных и линейных объектов, изуча-
ются и картируются нарушения природных условий и развитие связан-
ных с ними процессов.
В камеральный период завершается обработка и анализ полевых и
лабораторных исследований, с помощью расчетов на ЭВМ и моделиро-
вания на АВМ уточняется влияние каждого фактора природной обста-
новки на формирование среднегодовых температур пород и глубин се-
зонного промерзания и оттаивания (см. V-4),. составляются оконча-
тельные мерзлотные карты для естественных и прогнозных условий
(см. XIII-6), проводится окончательное мерзлотное районирование тер-
ритории на морфоструктурной основе и составляется региональная’
классификация мерзлых пород. В заключение производится мерзлотно-
инженерно-геологическая оценка территории и составляются рекомен-
дации по направленному изменению природных условий в целях опти-
мального режима мерзлотных условий. Результаты исследований, их
обоснование и научные выводы даются в отчете, содержащем также
методику составления и анализ карт и рекомендуемые мероприятия
по управлению мерзлотным процессом.
ХП-4. МЕТОДЫ МЕРЗЛОТНОЙ СЪЕМКИ
При изучении мерзлотных условий территории используется ряд.
специальных мерзлотных, а также геологических, геофизических, гео-
морфологических, лабораторных и других методов исследования.
Ведущими методами познания являются те, которые вскрывают4
сущность взаимосвязи состава, состояния и свойств сезонно- и много-
летнемерзлых пород и направлены на изучение частных, общих и ре-
гиональных закономерностей формирования мерзлотных условий. Та-
кими основными методами являются:
1) метод ключевых участков, позволяющий путем концентрации
полевых наземных исследований на небольших, специально выбранных
участках с достаточной полнотой изучать частные и общие закономер-
ности формирования мерзлотных условий и основные мерзлотные ха-
рактеристики (XI1-5) на основе применения анализа влияния факторов;
2) ландшафтно-индикационный метод, позволяющий экстраполиро-
вать установленные на ключевых участках частные и общие закономер-
ности формирования мерзлотных условий на участки со сходными при-
родными условиями (Х11-5), выделенными в результате ландшафтного-
микрорайонирования;
408
3) метод маршрутного изучи,.,,
а) прослеживать изменение "pi,P™"» условий, позволяющий
ным подразделениям, выделении™ *а*аКтар°в "° лаидшафт-
факторпого анализа устанавливать L масштабе съемки, б) на основе
цых характеристик, как состав и ааимосвязь с ними таких мерзлот-
лых пород, криогенные текступы ,, ™«”а сезопп°- “ многолетвемерз-
оттаивания, криогенные геологические л'™ “30™°™ промерзания и
4) метод геолого-структурного мяли’ “ 0браз™а,,ия-
сущность взаимосвязи состава ?о°тояя,ы . ’ п0.3’0'™™"'' "“рымт|>
ности их распределения в нростршХ и ™ Т" "°РМ’ зак°"°мер-
. rnnnnrunwvm-. "Ричранстве и по глубине в зависимости от
ВСеИрптичпнй ” ”СТОРИИ Развити« территории и особенно в неоген-
четвертичный и современный периоды, соизмеримые с криогенным воз-
растом мерзлых горных пород;
5) метод мерзлотно-фациального анализа, при помощи которого
изучаются толщи горных пород сингенетического типа промерзания
(см. VII1-8) в обнажениях и горных выработках. Сущность этого ме-
тода заключается в том, что по типу криогенных текстур и соотноше-
нию прослоев и шлиров льда со слоистостью породы можно судить об-
условил х осадконакопления и промерзания отложений, т. е. установить
генезис и возраст мерзлой толщи осадков и проследить историю их
геологического развития. В этом случае криогенная текстура является
добавочным генетическим признаком мерзлой породы;
6) метод анализа влияния составляющих комплекса природной
среды (V1-4), с применением расчетных экспресс-методов, являющийся
основным методом изучения при установлении частных и общих зако-
номерностей формирования среднегодовых температур пород, глубин
сезонного промерзания и оттаивания, развития криогенных процессов
и явлений и т. д. для каждого выделенного при микрораионированнн
ЛаНДКроФмТе методов,' применяемых из ключевых участках .. маршах,
получена^мерзлотнщгео^опгческая^мерзлотио-пгдротеологпческая »
маршрутах И на ключевых ;/частках ”р'’“™™сР„" „ других при-
а) геологических, re0M0P*^ „воженных в основу анализа частных
полных факторов и условии, положенных в и ланд_
ХП-6) применяется 3 Рния) „рркторкк («' 5)
онирования и МИКаР„„«меняется в ком-
ления мерзлотных кар • горных выработок р дами при
3. Метод буровых « ™Р„ „ ееофнзкчес™
ческие, электрометр прт1евяются лм 3- оголетнемерзлых гор
нын каротаж ранения сезонно- и
формирования и р Р
ных пород, их состава, свойств и криогенного строения, температурно-
го режима и мощностей, изучения гидрогеологических и инженерно-
геологических особенностей территории.
5. Метод геоморфологического анализа форм и элементов рельефа
в зависимости от геологического строения и неотектоники применяет-
<я с целью изучения влияния рельефа на формирование мерзлотных
условий.
6. Метод почвенно-геоботанического анализа применяется путем
установления влияния растительного покрова на формирование мерз-
лотных условий в зависимости от комплекса природных факторов и
выявления индикаторов типичных и азональных мерзлотных условий.
7. Методы стационарных исследовании применяются на ключевых
участках при изучении динамики температурного режима пород и глу-
бин сезонного промерзания и оттаивания в скважинах и специальных
наблюдательных профилях в зависимости от комплекса факторов при-
родной среды, а также при изучении мерзлотных и инженерно-геоло-
гических показателей свойств пород в массиве и динамики и режима
подземных вод.
8. Методы лабораторного анализа образцов горных пород и воды
применяются с целью изучения их состава, свойств, генезиса, возрас-
та, палеогеографических условий промерзания и оттаивания и т. д.
9. Метод изучения опыта строительства и других видов освоения
территории применяется с целью учета развития неблагоприятных крио-
генных геологических процессов и образований при выборе рекомендуе-
мого метода строительства и разработке прогноза мерзлотного про-
цесса.
XI1-5. МЕТОД КЛЮЧЕВЫХ УЧАСТКОВ И ЛАНДШАФТНО-
ИНДИКАЦИОННЫЙ МЕТОД ПРИ МЕРЗЛОТНОЙ СЪЕМКЕ
В основе изучения мерзлотных условий лежит взаимосвязь между
комплексами природной среды и соответствующей им мерзлотной об-
становкой. Изучение этой взаимосвязи и взаимообусловленности про-
изводится на основе применения двух тесно связанных между собой
методов—ландшафтно-индикационного и ключевых участков. Сущ-
ность их заключается в том, чтобы при оптимальном размещении не-
обходимого объема исследований на отдельных небольших участках
получить наиболее достоверные результаты для всей изучаемой тер-
ритории. Эта задача наиболее экономично и целесообразно может быть
решена с помощью концентрации всех видов исследования на типич-
ных участках, ограниченных по площади, но отражающих наиболее
общие и характерные черты природных условий — на ключевых участ-
ках. Глубинность исследования на них должна давать возможность
понять историю геологического развития территории и получить основ-
ные характеристики мерзлотных условий. Установленные на ключевых
участках закономерности путем экстраполяции должны быть распро-
странены на сходные по природным условиям территории.
Применение метода исследования на ключевых участках и ланд-
шафтно-индикационного метода и разработка их применительно к мерз-
лотным исследованиям были начаты М. И. Сумгиным и его учениками
уже в начале 30-х гг. В практике мерзлотных исследований геоморфо-
логические элементы, выделяемые и картируемые в масштабе съемки
и характеризующиеся своеобразным комплексом остальных природных
•факторов, называются «микрорайонами» или «типами местности» (Ту-
мель, 1945; Яновский, 1951; Кудрявцев, 1960; и др.).
410
Развитие метода микпопяй
сезонного и многолетнего промерз™,, ™"°“еЧ1юстей» Формирован™
этих двусторонних связей в поело.™ v °Р°Д’ Совместное проявление
(микрорайона) позволяет выявить й v каждого ландшафтного типа
сти» формирования мерзлотных vcaniur v°B'1Tb <<общне закономерно-
зависимостей мерзлотных характмЗК ^"1Влеиие количественных
дает понимание направленности пЯ™.™п°Т факторов природной среды
жит необходимой основой дтя ИЗУ,,™ меРэло’ного процесса и слу-
I, их прогнозирования в связи с из ететоем а„“™ меР3,10т™х У'-™™
„нем естественного развития „ хозХт Хго‘о?“ХС₽е!1Ь’ ,Л’"”
иного,’етнемеозлТ°® "эУ"а'°™ “ ™ько хароттёДтикв сезонно- и
ппичии Ann Л1Ц горных П0Р°Д> но и проводится детальный
анализ при шн формирования изучаемых характеристик мерзлотных
условии, а на этой основе составляется мерзлотный прогноз и намеча-
ются принципы и приемы управления мерзлотным процессом. Пример
карты ландшафтного микрорайонирования приведен на рис. 181.
Следует указать, что в зависимости от масштаба мерзлотной съем-
ки (см. XII-8), т. е. от детальности исследований и разрешающей воз-
можности карт, в качестве микрорайонов могут быть выделены раз-
личные по сложности и занимаемой площади геоморфологические под-
разделения. Так, при мелкомасштабной съемке в качестве микрорай-
онов могут быть выделены лишь крупные геоморфологические элемен-
ты, соответствующие общим чертам морфологии поверхности и харак-
теризующиеся общностью геологического строения (см. рис. 180). В ка-
честве микрорайонов могут быть выделены, например, водоразделы,
•разделяемые по высоте и степени расчлененности, склоны от водораз-
делов к речным долинам, разделяемые по 3—4 градациям крутизны,
элементы речных долин с различными поверхностными У^овиями
мннм0млшеИгеом^фЧо^тонгчи:,киёэлеыентыКтодр™деля™тсянарядбо-
IS^eTo^-J^
строением могут выделяться у „„Диостям микрорельефа, с раз-
лов залегания и состава пород, по' нвем в11дов растительного
личной степенью заболоченное™, подразделение.
покрова, различным тинам иона, и . ш6 когда изучаемый
При исследовании в крупных^> ш гсомо„фОЛОгических элементов,
расположен в пределах однога » » Дотировании "Р,'Д’ре”,
=е=Ж^~в»=5
=:“ и
влажности в слое пород, и в зависимости от вндо ДР
Ландшафтное район 'РО»»" 0 в мельче, когда в качеств
лотных карт масштабов I — on 4ц
сп<чп>»ДЛ^ >’сгпо"ов низких порядков выступают районы проведении
Р дне и мелкомасштабных мерзлотных съемок.
Одннм 113 основных методов ландшафтного микрорайоннрования а
1елях мерзлотного изучения территории является дешифрирование
Х116)ТОСЪСМ0ЧНЫХ матеРиалов 11 аэровизуальные исследования (см
Рис. 181. Схематическая карта ландшафтного микрорайоннрования участка Яно-
Индигирской низменности (составлена Е. Г. Катасоновой): 1, 2—древняя ал-
лювиальная равнина, пойма и аласы; 3, 4 — прибрежные полосы озер и заболо-
ченные участки, занятые злаково-хвошевым лугом, £от=0,3—0,4 м; 5—кустарни-
ковые тундры, £от = 0,5—0,7 м; 6 — участки поймы с полигональным рельефом,
в сухих полигонах £От = 0,3—0,4 м, в заболоченных — 0,4—0,5 м; 7 — участки
периодически высыхающих лайд, £от более 1 м; 8 — ровные поверхности древ-
ней аллювиальной равнины, занятые мелкобугристыми мохово-лишайниковыми
тундрами, £от =0,4—41,5 ы; 9 — пониженные участки древней аллювиальной рав-
нины, занятые кочкариыми тундрами; |от = 0,3—0,4 м; 10 — уступы древней
аллювиальной равнины, осложненные байджерахами (а), задернованные (б) и
с обнаженными ледяными жилами (в); 11— полигоны разрушения; 12 — вод-
ные поверхности
412
Карта ландшафтного мнкпопа-
ь=Ж-..................
В зависимости от задач '
ние выбираются двух типов’ - "а Ключевых участках, послед-
ключевых участках общего назначение " спец,1аль'юго назначения. На
кономерности формирования MenJ™ 1’зучаю'гся частные и общие за-
ЛИЧНЫХ условий района (региона! нХ условий- характерные дляти-
ГО назначения более ЦеленапоавлртД ключевых участках специалыю-
-ские вопросы регионального или Z Решаются отдельные тематиче-
•чем мельче масштаб съемки тем ‘ тодического характера. При этом,
ков, чем сложнее -территориям^ ппип\СТВСПИее роль ключевЫх У’шст-
больше, и чем изменчивееРтершпоХР?ДИЫМ условиям’ тем число нх
ше возрастает роль глубинных₽метотпв НгЛаНе ” П° разрезу’ тем боль*
гтках На эту зйиигнмагтх . Х методов исследования на ключевых уча-
ня котопые тем ппп наклаДыв^ЮТся требования целевого назна-
”* ^яРкпюи? 0Пределениее- чем крупнее масштаб съемки. Иссле-
дования на ключевых участках ведутся в 5-10 раз детальнее, чем на
остальной территории съемки. 1
Из практики мерзлотных исследований вытекает, что размер клю-
чевых участков общего назначения колеблется от 1 до 10 км2 при мел-
комасштабной съемке и от 0,2 до 1 км2 при крупномасштабной; раз-
мер ключевых участков специального назначения колеблется соответст-
венно от 0,2 до 2 км2| и от 0,1 до 0,3 км2. Количество ключевых участ-
ков зависит от сложности зональных и региональных условий терри-
тории съемки и при мелкомасштабных исследованиях колеблется в
среднем от 3 до 6 на лист карты масштаба 1:100000.
При выборе ключевых участков необходимо также принимать во
внимание то, что они должны быть доступны для постановки буровых
л геофизических работ и что наиболее информативными являются клю-
чевые участки, заложенные через долину реки с выходом на водораз-
дел. В этом случае на ключевых участках освещается целый ряд мик-
рорайонов и устанавливаются как частные и общие, так и региональ-
ные закономерности формирования мерзлотных Усл°в“в- _а.
В целях наиболее полного к рационального ”с"““оаа"““ емас-
«оток геолого-съемочных и поисковых работ при мелко- и среднемас
штабных съемках целесообразно Раз“™ать ““'Хльных объектов
онах месторождении, на Пл°®адаа кРанавных и шурфовых выработок.
с густой сетью буровых, перекктивиые в хозяй-
ЖХГ'должны быть изучены наиболее детально и в
ПеРВПри°ЧпрРоеведении исследованяй^на^хлючевш^участках првитегся
комплекс специальных “ Р методов исследования (си. XII >•
ппавтенное применение других метод ,„-следовании на оеталь
₽ Распространение резУ-’«а™ “"““ «ё производится па основе
ную территорию ”Р“ мидшафтного микрорайокирования и пред-
ют специальные нлошадк целевым назначением Р»^я(и| ю-
следования сезонно- и 413
шаст широкий круг научных и производственных задач и включает в-
качестве обязательных составных частей все применяемые виды иссле-
дования, такие, как обобщение и анализ фондовых и опубликованных
материалов предшествующих исследований, аэровизуальное изучение
в различное время года, дешифрирование плановых черно-белых, цвет-
ных, спектрозональных и космических аэрофотоснимков, геологические,,
геоморфологические, климатические, геоботанические, почвенные и др,
специальные исследования, термометрические, теплофизические, геофи-
зические исследования, изучение горных выработок и обнажений, ста-
ционарные и опытные работы, расчетные методы на ЭВМ, АВМ с по-
мощью приближенных формул, аналоговые работы на физических мо-
делях, лабораторные работы, изучение опыта строительства, постанов-
ка специальных тематических исследований и др.
XII-6. ПРИМЕНЕНИЕ АЭРОМЕТОДОВ ПРИ МЕРЗЛОТНЫХ
ИССЛЕДОВАНИЯХ
Аэрометоды значительно сокращают сроки исследований и служат
быстрому получению мерзлотно-геологической, мерзлотно-гидрогеоло-
гической и мерзлотно-инженерно-геологической информации на всех,
стадиях исследования. К ним относятся:
1) аэровизуальный облет территории;
2) черно-белая, спектрозональная и цветная плановые аэрофото-
съемки;
3) радиолокационная (радарная) съемка бокового обзора — РЛг
съемка;
4) инфракрасная плановая съемка — ИК-съемка;
5) аэрокосмическая съемка.
1. Применение аэровизуальных наблюдений целесообразно при про-
ведении мелко- и среднемасштабной (см. XII-8) мерзлотной съемки и
способствует быстрому широкому обзору территории и ландшафтно-
геоморфологической и геологической ее оценке для целей мерзлотного-
районирования и микрорайонирования, выбора наиболее информатив-
ных участков в качестве ключевых, наблюдения за распределением
снежного покрова и т. д. Особенно велика роль аэровизуальных на-
блюдений при интенсивном освоении территории, которое вызывает
быстрое развитие неблагоприятных мерзлотно-геологических процессов,
и образований.
2. При мерзлотных исследованиях до настоящего времени наибо-
лее широко применялись материалы черно-белой плановой аэрофото-
съемки. В настоящее время широкое применение находят материалы
спектрозональной и цветной аэрофотосъемок.
Применение аэрофотоснимков и аэрофотосхем обеспечивает каче-
ство и быстроту ландшафтного микрорайонирования, выбора ключевых
участков, целесообразных направлений наземных маршрутов, геофизи-
ческих профилей, мест для горных выработок и пр. Использование
аэрофотоснимков способствует составлению более детальных и инфор-
мативных мерзлотных карт. Масштаб аэрофотоснимков выбирается в
зависимости от целей работы; для того, чтобы изучаемые объекты
могли быть опознаны на местности, их линейный размер на снимке
должен быть не менее 1 мм. При мелко- и среднемасштабных съемках
целесообразно использовать аэрофотоснимки (фотосхемы, фотопланы)
в масштабах 1 : 35 000—1 -.60 000, при крупномасштабных — 1:5000—
1 : 10 000.
414
Дешифрирование может ппоплп
CKOnMU“3"™:;ешХрова”^™'""'
немерзлые породы непосредственно нТ^и.^0*”1™’ так как многолет-
этому для получения информации о см™ ах не изобРажаются. По-
тах и мерзлотно-геологических nnoiXa « многолетнемерзлых тол-
тоснимках необходимо проводить паз™ " обРазованнях на аэрофо-
пографическое, геоморфологическое ' гм Виды дешиФРиРования:то-
геоботаиическое, почвенное и др. ’ еологическое, гидрологическое,.
Изучаемые объекты и их пртяпи „„„
ПО прямым и косвенным дешифрованым Химм аэро*ота™""к”1
Прямые признаки включают- (h™UvP !
изображения и тени предмета и деши(ЬУпип5ттеяРЫ’ Т°Н ” *актуру
сравнением изображения „а аэроснимке*’ народным ХеХ“'в"“а'
туре.
Косвенные признаки дешифрирования выявляются из установлен-
ных взаимосвязей между природными явлениями. Например, приуро-
ченность растительных ассоциаций к определенным формам рельефа
позволяет дешифрировать^ формы и элементы рельефа и особенности
их поверхностных условий, а это, в свою очередь, дает возможность
приближенно судить о вероятном составе слагающих их пород и дру-
гих характеристиках.
Использование аэрофотоматериалов целесообразно в процессе про-
ведения всех этапов мерзлотной съемки (см. ХП-З), а в последнее вре-
мя в связи с высокой информативностью начинают внедряться цвет-
ные контактные отпечатки со спектрозональной пленки, один из слоев
которой сенсибилизирован к инфракрасной зоне спектра (0,7—0,8 мкм).
Их применение делает более детальным и достоверным мерзлотное де-
шифрирование. В основном это связано с резкой дифференциацией
спектральных коэффициентов яркости различных видов древесной i
напочвенной растительности в названной зоне спектра, а также с цве-
ным характером изображения. Использование спектрозональных аэро-
ZmkoV даТвозможн’ость ‘орректпроват^
охарактеризованные на ключевых^участках. п0 сравнению счер-
—-»„ др,-.. —
погодной, что выгодно отшча -J заключается в томчто н
Принцип построения РЛ-нзоОраж ерт досылаемого на мест
==Sb"=Z=S=-=
полос разд....ой »₽XTaC‘'°MSa6y съемки. _ _
путевой скорости са* изображения завися
Контрасты ₽адХ-“° „иффузвому Рассеян"“' т
жающпх поверхностей ФФ Например,
ческих свойств горных пород
- ТТяисят от способности отра-
ааа“.®1 °, также от эл .ектри-
I ^пример, от «падких. поверх-
415
ностей (глины, сланцы и др.) значительная часть сигнала отразится
и они будут более темными по сравнению с «шероховатыми» (пористы’
мн). Темными на РЛ-снимках выглядят водные пространства и забо-
лоченные участки, а также элементы ландшафта с высокой электро-
проводностыо пород.
Метод РЛ-зондирования позволяет вести по профилю радиолока-
ционное зондирование ледников, подземных льдов, границ мерзлых и
талых пород, подземных вод и пресных водоемов (Акимов, 1976). Глу-
бинность метода оценивается в 10—15 м. Метод РЛ-зондирования ос-
нован на регистрации временных импульсов электромагнитных воли
пришедших от передатчика и отраженных к приемнику от поверхности
объекта и от границы раздела сред приповерхностных горных пород в
зависимости от диэлектрической проницаемости слоев изучаемого объ-
екта.
4. ИК-съемка (инфракрасная). Теоретической предпосылкой ИК-
излучения служит представление об излучении абсолютно черного те-
ла, интегральная энергетическая светимость которого, по закону Сте-
фана-Больцмана, пропорциональна четвертой степени абсолютной тем-
пературы тела (Т), т. е. R=\a-T\ где о=5,67-10-5 эрг-см-2-с-1-К-4.
Диапазон ИК-излучения заключен в пределах от 0,8 до 500 мкм.
Практически используется та часть волнового спектра, которая примы-
кает к спектру видимого света, а именно от 1 до 14 мкм, в свою оче-
редь, разбитого на два диапазона (от 3,2 до 5,3 мкм и от 7,5 до
14 мкм). Энергия и спектр излучения зависят от температуры излуча-
ющей среды и от излучательной способности приповерхностного слоя
природных объектов, что отражается в мозаике тепловых контрастов
поверхности (Акимов, 1976), улавливаемых сканирующим устройством
ИК-аппаратуры. Невидимое ИК-изображение преобразуется в видимое
с помощью фотосопротивления, управляемого электронным лучом теп-
ловизора. При записи теплового изображения на пленку более нагре-
тым участкам соответствуют более светлые тона, более холодным —
более темные. В целях более наглядного, четкого и детального изоб-
ражения тепловых контрастов местности применяют цветные теплови-
зоры, в которых низкотемпературному ИК-излучению (7—14 мкм)
придан синий цвет, среднетемпературному (3—7 мкм) — зеленый и вы-
сокотемпературному (1—3 мкм) — красный.
Температурная разрешаемость ИК-аппаратуры составляет 0,5° на
фоне 20°С, что обеспечивает ей широкие перспективы при изучении
природной среды. Для достижения наибольшего эффекта ИК-материа-
лов в области криолитозоны ИК-съемка должна проводиться в период
перемены знака температур пород на поверхности с тем, чтобы увели-
чить точность разделения участков с различным температурным режи-
мом, а также повысить глубинность исследования, которая в настоя-
щее время не превышает глубинности радиотеплового метода (РТ-ме-
тода) исследований.
РТ-метод зондирования позволяет получить радиотепловую инфор-
мацию по профилю, глубинность исследования по которому составля-
ет на самой короткой волне радиотеплового поля 0,5—1 м, на самой
длинной — 5—10 м. РТ-метод пригоден для выявления участков влаж-
ных и сухих пород, участков засоленных грунтов, разделения талых и
мерзлых пород при радиотепловых контрастах не менее 20°С, выявле-
ния подземных льдов и т. д.
Наземные методы, в отличие от аэродистанционных, применяются
на ограниченных территориях при исследованиях в средних и круп-
ных масштабах и сводятся к получению разрезов по профилям метода-
416
ра'днокнГ™ РЛ зо""'Р'>“»»я. «а,емкой геозвукодокацнк а методом
кастоящёТ'крёмчТар^^ космнтесквми средствами в
предназначенных л.™ этой Е к ° “ “У,ииков' специально
песуосный спутник FRT^ Л К их ЧИСЛУ относится американски»
РДР nnivHPul ™ RTS’ заг™нный в 1972 г. Снимки с него могут
б“ Снстрмп nfinTfiM сканнР°вания в четырех спектральных диапазо-
нах. Сне ела обработки спутниковых данных предусматривает транс-
формирование изображения в проекцию международной карты мира
м-оа 1 . IUUUUUU. Разрешение снимков (размер минимальных деталей
местности, отражаемых на снимке) — 70—100 м. Солнечносинхронная
орбита спутника обеспечивает возможность съемки любой территории
при одинаковых условиях освещения, практически полный обзор по-
верхности Земли за 18 суток и возможность повторения съемки 20 раз
в течение года.
Спутниковая аэрофотоинформация представлена космическими
аэроснимками, при расшифровке которых в настоящее время рассмат-
ривается главным образом геологический аспект: четкость выделения
линейных структур, возможность выделения геологических формаций и
литолого-генетических комплексов пород, региональное™ форм рель-
ефа, зональность растительности, а также категории зональности крио-
литозоны. Материалы спутниковой аэрофотоинформацни дают высо-
кую степень достоверности при их машинной обработке, а„для Нелв«
мерзлотных исследований требуют разработки специальной методи
дешифрирования.
XII-7. КОМПЛЕКСНОСТЬ, КОНДИЦИОННОСТЬ И КАЧЕСТВО
МЕРЗЛОТНЫХ СЪЕМОК И КАРТ
Мерзлотные съемки обычно „остеМотанровапня сез°"’
ческпе условии во многом о Д лютея^ с гидрогеологическими
и инженерно-геолог_ горвых пород. По У, „«сторонне-
общего объекта »ссл Д можво рассматривав как ц разввт
при проведении съе» „„„ерностен *°рм"Рвов оценки природ-
го глубокого изучи»» " как мет0д комплексной мм масштаба
мерзлотных Условие прогнозе• исследований а»Ф’
ци^определеппого
освоен»» и задачами,
исследования.
27 Зак. 98
Комплексность способствует повышению кондиционности («надеж-
ности», по Е. М. Сергееву, 1975) съемок и составляемых в результате
их проведения карт («Методика...», 1970). Требования к кондиционно-
сти комплексных мерзлотных съемок и карт являются требованиями к
их качеству, информативности, соответствующей современному уровню-
требований, к их надежности.
Мерзлотные съемки можно считать кондиционными, если в про-
цессе их производства установлены и изучены частные, общие и регио-
нальные закономерности формирования мерзлотных условий в соответ-
ствии с современным уровнем развития науки («Методика...», 1970),
обоснованные качеством, рациональным объемом и распределением*
фактического материала. Изложенное выше свидетельствует о том, что
производство мерзлотной съемки требует современного уровня знания
геокриологии, который заключается в овладении современными теоре-
тическими разработками, стоящими на передовых позициях геокриоло-
гической науки, в овладении современным региональным и тематиче-
ским мерзлотно-геологическим материалом, в высоком профессионализ-
ме специалиста-мерзлотоведа, в способности к научному и произ-
водственному обобщению получаемых результатов, в знании и при-
менении современных методов и методик исследования, в обязательном
владении факторным анализом.
В связи с таким подходом к вопросу кондиционности одно коли-
чество точек наблюдения, пробуренных скважин и других видов работ
не может служить критерием кондиционности («Методика...», 1970;
Сергеев, 1975), так как главным критерием является качество иссле-
дований. Требования к качеству соблюдаются, если при исследовани-
ях вскрыты на местности и отображены на картах закономерности
формирования мерзлотных условий, если мерзлотные карты удовлетво-
ряют современным требованиям картирования и если полученная ин-
формация может служить основой мерзлотного прогноза и мерзлотно-
инженерно-геологической оценки территории.
При этом если закономерности установлены и подтверждаются
новыми фактическими данными (скважинами и другими видами иссле-
дований), то съемка и составленные в процессе ее проведения карты
кондиционны; если не установлены, то одно количество фактического
материала не может служить критерием кондиционности.
Кондиционность может быть повышена при рациональном сочета-
нии съемок различных масштабов и при соответствующей ориентации
на мерзлотные закономерности, присущие региональному фону. Так,
например, рационально и экономически целесообразно проведение мел-
комасштабных комплексных съемок на больших площадях с сочетани-
ем средне- и крупномасштабных съемок на особо важных в хозяйствен-
ном отношении участках. В этом случае последние служат ключевыми
районами и участками (см. XII-5), существенно дополняющими иссле-
дования мелкомасштабных съемок.
В качестве регионального мерзлотного фона, ориентирующего ис-
следования на установление определенных геокриологических законо-
мерностей, могут быть использованы: 1) для мелкомасштабных съе-
мок — «Геокриологические карты СССР» масштабов 1:5000000—
1:2500 000 и карты отдельных регионов масштабов 1:5000000—
1 : 1 000 000; 2) для средне- и крупномасштабных съемок — мерзлот-
ные карты и схемы мерзлотного районирования, составленные по ре-
зультатам мелкомасштабных исследований, а при отсутствии послед-
них — мерзлотные карты обзорных масштабов.
418
XII-8. МАСШТАБЫ МЕРЗЛОТНОЙ
ЬЕМКИ И МЕРЗЛОТНЫХ КАРТ
Масштабы мерзлотной съемки п
рыс ставятся на разных этапах разв.ХД!ЛЯЮТся теми задачами, кото-
нин территории. При этом во все? ”ауки ” хозяйственного освое-
едииство методики изучения закл1гша'аСШТа^ах съемки проявляется
щих и региональных законо’мерностей°1ЦееСЯ " РаскРытии частных, об-
вий, на которых базируется мспзлоти Ч)оРмиРоваиия мерзлотных усло-
иерно-геологическое райониров-шпр каРтнРопа11,1е- мерзлотио-нпже-
мерзлотного процесса. Масштабом теРРи®°Рии 11 прогнозирование
ком пГ^^=~"^£г=мляетс”дсталы'^
"яод^здел™^
мелкомасштабные 1 : 100000—1 500 000
среднемасштабные 1 -.25000—1 -.50000 ’
крупномасштабные 1 -. 10000—1 -.5000 ’
детальные 1 : 2000 и крупнее.
Мерзлотные исследования в более мелком (1: 1000000 и мельче)
масштабе проводятся путем сбора и обобщения опубликованных и фон-
довых материалов мерзлотных, инженерно-геологических и других
смежных исследований, увязанных с зонально-региональным мерзлот-
ным фоном, который может быть получен по соответствующим картам
масштабов 1:2 500 000— 1:5 000000. Результаты исследований в обзор-
ных масштабах представляются в виде мерзлотных (геокриологичес-
ких) карт, при составлении которых территории проведения мерзлот-
ных съемок используются в качестве «ключевых».
Мелкомасштабная мерзлотная съемка проводится для изучения
частных, общих и региональных закономерностей формирования и раз-
вития сезонно- и многолетнемерзлых пород, мерзлотного картирования
и районирования территории и составления общего прогноза региональ-
яого мерзлотного процесса. Мелкомасштабная мерзлотная съемка, про-
водимая в комплексе с гидрогеологической к
является съемкой государственной, обязательной для всех терр Р
ильных геологических управлений страны. 1.60оооо приишгаи-
Мерзлотиые съемки масштабов 1 200000 и 1-»клед.
ального, качественного отличия „сследовавия и, следова-
ствие значительно большегоох вата п шзди^ злотная съемКа мас-
тельно, большей экономической ФФ тств„юшая ияжеиерио-геологи-
штаба 1 :500000, так же как значительное предпочтение
ческая (Сергеев, Трофимов. W75)' малОисследоваивых трудною-
перед масштабом 1.200000 осооени ма сложным„ природ-
ступных районах '“"'“^ Х'ивио хозяйственного освоении
ними условиями иля в р • 011 мерзлотной съемки
--"Г
„„
Методика проведен"» комплексной мерзло
200000-
рассмотрена в работ.х: съемки масштабов I .
логической и инженер
27'
1 . 500 000» (1970) и «Инструкция по проведению комплексной мерзлот-
но-гидрогеологической и инженерно-геологической съемки» (1969).
В результате мелкомасштабной мерзлотной съемки составляется
комплекс мерзлотных карт (см. XII-9) для естественных природных
условий, с элементами прогноза для перспективных в хозяйственном
отношении участков.
Среднемасштабные и тем более крупномасштабные мерзлотные
съемки являются целевыми и проводятся как комплексные мерзлотно-
гидрогеологические и мерзлотно-инженерно-геологические на сравни-
тельно небольших территориях, подлежащих определенному виду хозяй-
ственного освоения.
Задачей среднемасштабных съемок является более детальное, чем
при мелком масштабе, изучение частных и общих закономерностей
формирования мерзлотных условий, мерзлотно-инженерно-геологичес-
кое районирование с оценкой мерзлотных, инженерно-геологических и
гидрогеологических условий. При проведении среднемасштабных съе-
мок возрастает роль стационарных, инструментальных и опытных ис-
следований на ключевых участках и в маршрутах. Результаты средне-
масштабных исследований являются оптимальными в том случае, ког-
да они проводятся на фоне мелкомасштабных, т. е. когда полученные
частные и общие закономерности небольших участков увязываются с
региональными. Изучение последних наряду с обобщением опыта стро-
ительства необходимо для составления общего и инженерного мерзлот-
ных прогнозов (см. X1II-5).
Крупномасштабные съемки в еще большей степени специализиро-
ваны на какой-то определенный вид освоения территории. Обычно эти
съемки проводятся на стадиях техпроекта и рабочих чертежей, когда
уже определены конструктивные и технологические особенности соору-
жений промышленного, гидротехнического, шахтного, линейного или
другого вида строительства, положение объектов строительства в пла-
не и в профиле, т. е. когда составлен генеральный план размещения
основных и вспомогательных сооружений и подъездных путей и наме-
чена основная планировка и обустройство местности, соответствующие
выбранному типу строительства.
Съемки крупных масштабов всегда проводятся в пределах неболь-
ших участков, выбранных на предыдущей стадии исследования и рас-
полагающихся в сравнительно однородных морфоструктуриых и гео-
логических условиях. Поэтому при проведении таких съемок региональ-
ный фон мерзлотных закономерностей обязательно должен быть полу-
чен по данным мелкомасштабных съемок.
По материалам крупномасштабных съемок составляется серия
мерзлотных и мерзлотно-инженерно-геологических карт и разрезов для
естественных природных условий на момент исследования. Проводится
оценка благоприятности мерзлотных и инженерно-геологических усло-
вий для намеченного генплана освоения территории, для чего состав-
ляется детальный общий и конкретный инженерный мерзлотный прог-
ноз (XIII-5), на основе которого составляются прогнозные мерзлотные
карты и планы с разработкой рекомендаций к проведению этапов
строительных работ и эксплуатационного периода.
Таким образом, в зависимости от масштабов съемок, их целевой
направленности и стадии инженерно-геологического проектирования
изменяется соотношение основных видов и методов исследования ос-
новных характеристик мерзлотных условий. Общей тенденцией являет-
ся то, что при укрупнении масштаба съемки возрастает доля работ,
связанных с определением физических, теплофизических и механичес-
420
кИх свойств мерзлых и талых (п
щнх) пород, стационарных и вмерзающих и оттаиваю-
ТОДОВ (особенно с применением ЭВМ 'Ааблюде"ий и расчетных ме-
сЧет исследовании, направленных на °?ьем последних возрастает за
цоза от общего регионального пи рарзработкУ мерзлотного прог-
съемках до общего детального и конкпе ЛК0Масштабных мерзлотных
масштабных н разработку приемов vL °Г° ПНЖенеРного при крупно-
в инженерных целях и в целях oxnauJ вления мерзлотным процессом
Раны природной среды (см. табл. 33).
X"-’' П™НЦ?ДСХТНИЯ И
ПРИ МЕРЗЛОТНОЙ СЪЕМКЕ
Составление мерзлотных кавт ймип™™
пиальных положениях. Р базируется на следующих принци-
1 п<^ументомаЯмрпзплЗЛ0^Н°Ге0Л0Гическая^ карта является основ-
ным документом мерзлотной съемки, характеризующим криолитозону
или отдельные ее регионы, области, районы, участки, площадки.
2. Основу общего мерзлотного картирования составляют принци-
пы генетических классификаций многолетнемерзлых горных пород
(см. VIII-11) и генетическая классификация типов сезонного промерза-
ния и оттаивания пород (см. VI-2).
3. Все мерзлотные карты в соответствии с масштабом съемочных
работ (см. XII-8) подразделяются на мелкомасштабные, среднемас-
штабные, крупномасштабные и детальные (планы). Все кондиционные
мерзлотные карты начиная с масштаба 1 -.500000 и крупнее составля-
ются только на основе проведения мерзлотной съемки.
4. Все мерзлотные карты по содержанию (способу отображения
мерзлотных условий) можно разделить на аналитические и синтетиче-
ские. Аналитические карты можно подразделить на а) частные, содер-
жащие одну или несколько характеристик мерзлотных условии, и
б) общие — карты мерзлотных условий, содержащие все основные,
р’актертютикн ыерзлотных и природных условии; такие карты .несут иш
формацию не только о характеристиках мерзлотных условии,
закономерностях их формирования. „еазлотиосо районирова-
Синтетические, т. е. карты комплексного мерзлотаого^р
ния с оценкой факторов формнровавм мерзм^ подразделить на: а) об-
тай ландшафтного микрораиоиарова:ния ожно^ ^дразделеш1я терр11.
щие, на которых такая оцен р , н g; специализированные, пред-
ХачённыТ для zА* ™ 1 -
ВОеН5.Я Содержание общих “еРзл°™“х0дащ°ЕрогоТполоРжен анализ
Х„Х°ХкхТаХАтЛ
"факторный"
£~м,вТп^^
же по геологическим. . актер теплообмена о.геОЛОгическнмн
условиям, определяют ‘ д0Лжны быть мер- прИ мерзлот-
6. Все мерзлотные карты^^^ и картнровани^
картами, поскольку Р лЫе горные пород
ной съемке являются мерзлы
лотно-геологические процессы и образования. Составление всех
лотных карт должно производиться на геологической и геоморф0л п;3'
ческой основе с обязательным показом состава, генезиса, стратигпад11'
ческой принадлежности и условий залегания горных пород, находяЛ"'
ся в многолетнемерзлом или сезонномерзлом состоянии. W
7. Основным принципиальным методом показа мерзлотных уСЛо
на картах является раздельное отображение основных мерзлотных,,'"
рактеристик и основных факторов и условии природной среды. Таю,-
подход позволяет не только получить по карте информацию о том и»,
ином параметре мерзлой толщи и об их изменении по территории и"
и понять закономерности формирования каждой характеристики в*аа°
висимости от комплекса факторов природной среды для каждого уЧя
стка, выделенного при ландшафтном микрорайонировании.
8. Точность картирования комплексов природных факторов, поло
женных в основу ландшафтного микрорайонирования, определяется
точностью выделения элементов рельефа, обособляющихся по ланп
шафтным условиям на топографических картах соответствующих мае
штабов и на материалах аэрофотосъемки и космофотосъемки.
Точность картирования мерзлотных характеристик определяется
изученностью района в отношении установления частных, общих и ре.
гиональных закономерностей формирования мерзлотных условий и на-
дежностью проведения факторного анализа по выделяемым ландшафт-
ным подразделениям. При этом следует иметь в виду, что градации
мерзлотных характеристик на картах более крупного масштаба не мо-
гут быть грубее, чем градации для соответствующих зонально-регио-
нальных условий на «Геокриологической карте СССР» масштабов
1 : 5000000 или 1 : 2500000 (см. ХП-1).
9. На мерзлотных картах основные изобразительные средства от-
даются показу ведущих характеристик мерзлотных условий: сезонно- и
многолетнемерзлым геолого-генетическим комплексам и формациям по-
род — фоновая окраска, т. е. цвет и его интенсивность, среднегодовым
температурам пород — штриховка в виде линий, различающихся по
цвету и виду линии, и мощностям многолетнемерзлых толщ — штри-
ховка в виде полос различной ширины, когда в широких полосах пока-
зываются характеристики первого от поверхности горизонта пород, а в
узких — второго; таликам, криогенным геологическим явлениям и дру-
гим данным — различного вида и цвета границы, цифры и индексы
внутри контуров, внемасштабные знаки разного вида и цвета и т. д.
10. К мерзлотным картам обязательно составляются мерзлотно-
геологические разрезы, на которых показывается геологическое строе-
ние, состав и условия залегания многолетнемерзлых и сезонномерзлых
горных пород, распространение мерзлых толщ по площади и в глубину,
температурный режим мерзлых толщ, влажность и льдистость по гео-
лого-генетическим типам отложений, тип промерзания и т. д. (рис. 182).
Мелкомасштабные кондиционные карты составляются в результате
проведения комплексных мерзлотных съемок масштабов 1 : 100 000—
1 :500 000 и являются комплексными мерзлотно-геологическими, мерз-
лотно-гидрогеологическими и мерзлотно-инженерно-геологическими.
Мерзлотные карты, в свою очередь, целесообразно составлять в
виде двух карт: карты сезонного промерзания и протаивания (сезонно-
мерзлых и сезонноталых пород) и мерзлотно-геологической карты
(многолетнемерзлых пород). Последняя может комплексироваться с
гидрогеологической и составляться как мерзлотно-гидрогеологическая.
Отличительной особенностью комплексных мелкомасштабных карт
является: 1) освещение закономерностей формирования мерзлотных ус-
422
Рис. 182. Инженерно-геокриологический разрез. Состав пород: 1— песчаники среднезерннстые (а), мелкозернистые (б):
2— алевролиты; 3—угли; 4— глыбы и щебень; 5 — щебень и дресва с песчано-супесчаным заполнителем (а), с супес-
чано-суглинистым заполнителем (б); б —пески и супеси с редким щебнем и дресвой (а), галькой и гравием (б); 7 —
тектонические нарушения; 3 — зона повышенной трещиноватости по угольным пластам; 9 — зона дробления; 10 — уровень
подземных вод: свободный (а), напорный (б); 11—наледь; 12—скважина колонкового бурения; 13—граница многолетне-
мерзлых толщ; 14 —геоизотермы. Характеристика коренных пород показана в квадратах на разрезе: по прочности — £>•;
объемному весу — у; пористости — л; модулю Юнга — Е; модулю трещиноватости — £1Р
ловий на больших площадях, 2) большая разрешающая способность,
масштабов 1:100 000—1:500 000, позволяющая картировать мерзлот-
ные условия по таким элементам рельефа и их отдельным частям, как,
например, водоразделы (сложенные породами определенного состава,
генезиса и возраста, низкие, средние, высокие — в зависимости от аб-
солютных отметок поверхности, плоские, гребнеобразные и других
форм, сухие, заболоченные и т. д.), склоны (в зависимости от слагаю-
щих их коренных и рыхлых пород, формы, крутизны, высоты и экс-
позиции склона, развитых на них мерзлотно-геологических процессов
и т. д.), долины крупных, средних и мелких водотоков и их элементы
(террасы, русла и т. д.), 3) большая комплексная мерзлотная инфор-
мативность карт. Ландшафтное микрорайонирование на мелкомасштаб-
ных картах позволяет выделять участки шириной не менее 200—500 м
при длине в 2—3 раза большей. Более мелкие элементы рельефа, су-
щественно отличающиеся по мерзлотным условиям, показываются вне-
масштабными знаками с характеристикой в легенде.
С дифференциацией склонов водоразделов, сложенных различными
геолого-генетическими комплексами и формациями пород, по крутизне
на три-четыре градации связано закономерное изменение склоновых
процессов, состава, свойств, строения и мощности склоновых образо-
ваний, а следовательно, и закономерное изменение характера теплооб-
мена на их поверхности и в их толще. На всех пологих элементах
рельефа (водоразделах, террасах, пологих склонах) дифференциация
радиационно-теплового баланса поверхности тесно связана с особенно-
стями поверхностных условий отдельных участков, выделяемых на
карте по различию почвенно-растительных покровов, по степени забо-
лоченности, по характеру микрорельефа, по различию состава и влаж-
ности пород, по характеру инфильтрации пород и т. д.
На мелкомасштабных мерзлотных картах должны быть показаны:
1) распространение многолетнемерзлых и сезонномерзлых горных
пород;
2) состав, сложение и свойства мерзлых и талых пород;
3) генезис и стратиграфическая принадлежность горных пород;
4) среднегодовые температуры горных пород;
5) мощность мерзлых толщ и их прерывистость по вертикали;
6) породы с отрицательнотемпературными солеными водами (юрио-
пэгами);
7) криогенное строение и льдистость мерзлых горных пород;
8) распространение мерзлотно-геологических процессов и образо-
ваний;
9) генетический тип развитых с поверхности мерзлых пород (по-
типу промерзания — сингенетический, эпигенетический, политеистиче-
ский) ;
10) талики.
Таким образом, мерзлотно-геологические карты масштабов
1:100 000—1:500 000 являются чрезвычайно информативными и при
правильном, логическом комплексировании цветовых, штриховых и
значковых условных обозначений служат получению этой информации
по самой карте, а следовательно, служат основой общего геокриологи-
ческого прогноза и инженерно-геологической оценки по всей терри-
тории.
Примером мерзлотно-геологической карты масштаба I : 500 000 яв-
ляется макет на рис. 183.
При составлении мелкомасштабной карты сезонного промерзания
и сезонного оттаивания пород показываются основные классификации
424
очные (см. VI-2)
XS T— "О тер.
слоя сезонХо ппраст " св°йства Хо слояФсТ"°" обстан°вки: а) £
—в) срХЕ-. е^Х°У7ГЫе и =ХТ-
। УРа на подошве сезонноталого.
Рис 183 Макет мерзлотно-геологической карты масштаба 1:500 000. Типы
многолетпемерзлых и талых пород: 1 - гранитизированные кристаллические
епншы и гнейсы архейского комплекса со льдом по трещинам до глубины
inn « 2-песчаники, алевролиты и аргиллиты с прослоями углей юрского
п мевзчом состоянии со льдом до глубины 100 м; 3 — аллювиальные
прсч шо суглинистые отложения, в мерзлом состоянии сцементированные
Хм Раотроатратшк мерзлых " талых пород: 4- породы а талом состоя-
ладом. Р«с"|о> ( породы островцого распрострааешщ мощность»
“"и 7“ радиегод'ао» температуроЛ до -Г; S-мпоголотаемсрэшс
до 0 “'„nnmiinoro распространения мощностью до 50 м, /ср до —1 , 7 —
П°₽ТЛ То 100 и С /ср д0 —1°; 8 — мощностью от 100 до 200 м с /ср
мощностью до о_мощ|(0СТЬЮ 200-300 м с /СР от —2 до —3°; 10— мощ-
от —1 до -"-АПл .. с / от —3 до —5°; // — наледи (а), полыньи (б):
костью более ow • ' —гольцовый лед; /-/ — ледниковые цирки;
/2-термокарстовы $_конечная МОрена; /7-снежник; /Я —курумы;
15-боковые м°Рен 'асгки. 20 — границы; геологическая (а), мерзлот-
/Р-лавнноопас1ые^ь11ие разрывные нарушения: установленные (а), вред-
ная (б): 2/ — I полагаемые (б)
425
«слоя, г) амплитуда колебания среднемесячных температур на поверх-
ности почвы, а также характеристики природных условии, в которых
происходит теплообмен на границе почва—атмосфера. С этой целью
картирование производится на основе ландшафтного микрорайониро-
вания. а на карте показываются геоморфологические элементы рельефа
и поверхностные условия в их пределах: экспозиция, крутизна и форма
рельефа, древесная и наземная растительность, почвенные условия, за-
болоченность, микрорельеф, развитие криогенных и других геологичес-
ких процессов, связанных и не связанных с сезонным промерзанием и
оттаиванием. В пределах каждого контура со своим типом сезонного
промерзания и оттаивания показывается потенциальная глубина, пере-
летки, разобщение сезонного слоя с мерзлой толщей, влажность порога
пучения, развитие техногенных процессов и др.
Градации основных классификационных характеристик определя-
ются в соответствии с классификационным подразделением (см. VI-2)
и масштабом карты (см. ХП-7).
На комплексных мелкомасштабных мерзлотно-гидрогеологических
картах помимо основных характеристик мерзлотных условий показы-
ваются первые от поверхности (за исключением надмерзлотных вод и
верховодки) водоносные горизонты или комплексы. Они характеризу-
ются по типу вод (условиям залегания), водообильности, химическо-
му составу, условиям движения, типу и характеру очагов питания и
разгрузки, отношению к мерзлым толщам и т. д.
В зависимости от глубинности исследований, которая обычно при
мелкомасштабной съемке составляет несколько сотен метров (в зави-
симости от региональных структурно-геологических, мерзлотных и гид-
рогеологических условий, а также конкретной направленности иссле-
дований), кроме первых от поверхности показываются и нижележащие
водоносные комплексы пород. Достигается такой показ на карте ком-
бинированием цветового фона, одноцветной штриховки различного ти-
па, цветовых полос, а также характеристик в опорных водопунктах на
карте и разрезе. Существенным фактором формирования подземных
вод является картирование трещиноватых зон, с подразделением на во-
довыводящие и водопоглощающие, и криогенных водоупоров (см. Х-1).
Последние картируются путем показа мощностей мерзлых толщ и их
прерывистости в плане и разрезе, а также характера контакта их с
подземными водами (см. Х-9). Разгрузка напорных подземных вод на
карте фиксируется наледями и самоизливом в скважинах и других
горных выработках с указанием дебита, состава, минерализации и тем-
пературы подземных вод. Особое значение для характеристики гидро-
геологических условий приобретает картирование динамики нижней
границы мерзлой толщи и динамики поверхностных условий, в зоне
южной границы криолитозоны, приводящих к формированию талого
или мерзлого состояния пород.
Прогноз мерзлотных условий при хозяйственном освоении терри-
тории и при естественном изменении природной среды существенно оп-
ределяет прогноз гидрогеологических условий и проблему охраны при-
родных вод.
Мерзлотно-инженерно-геологические карты составляются на основе
формационного и литолого-генетического принципа, дополненного гео-
криологическим. Обычно они являются двуслойными вследствие пока-
за геолого-генетических комплексов и формаций рыхлых отложений и
пород коренной основы, и трехслойными с учетом выделения сезонно-
талого и сезонномерзлого слоев с присущими им характеристиками.
При составлении мерзлотно-инженерно-геологической карты большое
426
отображен», инженерно-
«ЫМВ, а также выработка пота,»?™ ’"иитыыюв степени мерзлот-
но-геологического районирован™ ™ комплексного мсрзлотно-иаженер-
coiiob на карте и “,х комплегХ.Лп?01’""' пРовсдек”с гРа"»о так-
и гидрогеологическая характеристика вл°™°'и"же,'ер'|О'г“-тогтеская
I нове общего мерзлотипгп ппР«ИСТИКа‘ В таблице районирования на ос-
опенка участка «а ° ем ₽ет™°3а ТОта ""жеиерно-геологичеека,
вида строительства^ степени пригодности для того или иного
I тах (в комплексе Т^епч^п меРзлотно’инженерно-геологических кар-
I логической кантами^ °'Ге°ЛОГИЧеской илн «ерзлотно-гидрогео-
тально 5^пер?1у±йП°Т„ЫВаЮТСЯ дифференцированно: наиболее де-
границы обтаРстиРкп! " “ощиостп мерзлых толщ в зоне южной
1 кого оаспппстпа.,’„Кр ОЛ ТОЗОНЫ более Обобщенно — в области сплош-
ным пбпячпд. ранения многолетнемерзлых толщ. Это обусловлено глав-
трпчгтпя в.лиянием мерзлотных условий на выбор принципа строи-
трппптпп'„ СТОИЧ11ВОС'ГЬ10 характера мерзлотных условий при освоении
РР 1 ории, а также степенью воздействия на мерзлотные условия по-
дствии строительства и другого освоения и возможностью составле-
ния мерзлотного прогноза с целью управления мерзлотным процессом.
Средне- и крупномасштабные мерзлотные карты обычно также яв-
ляются комплексными мерзлотно-гидрогеологическими и мерзлотно-нн-
женерно-геологнческими. При этом чем крупнее масштаб съемки и кар-
ты, тем более целенаправленной на решение конкретных вопросов хо-
зяйственного освоения территории она является. На крупномасштабных
картах мерзлотные условия показываются наиболее полно, так как
становится возможным показ таких деталей мерзлотных условий, ко-
торые на картах мелкого масштаба можно показать только внемас-
штабными знаками. Такими характеристиками, например, являются:
четкое разделение в своих естественных границах участков талых и
мерзлых пород, которые на мелкомасштабных картах показываются
как мерзлые толщи островного распространения; детальный показ
мерзлотных условий вблизи береговой полосы рек и озер и под водое-
мами; стадии развития мерзлотных геологических процессов и образо-
ваний (стадии термокарста, стадии роста повторно-жильных льдов) н
т. д. конкретные участки образования перелетков и разобщения слоя
сезонного оттаивания с верхней поверхностью мерзлой толщи и др.
Основные мерзлотные характеристики — среднегодовые темпера-
туры пород мощности мерзлых толщ, глубины сезонного оттаивания
™ ™-ЧЕ
для каждого У41™"’ . д и однородном геологическом строе-
каждом мнкрорз»оно» по различию по-
НИН может быть^выд ая ширина протяженных участков при
верхностных условии. 50—100 м₽ при среднемасштабной съемке
этом должна и^крупвом1асшетабиой.^БолееПмелкиеДучасткж соответствея*
=b" — -т ₽азных
масштабов рассмотрены в гл- XIII.
А21
Глава XIII
РОЛЬ И ЗНАЧЕНИЕ
МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ ПОРОД
ПРИ ХОЗЯЙСТВЕННОМ ОСВОЕНИИ ТЕРРИТОРИИ
И В РЕШЕНИИ ПРОБЛЕМЫ ОХРАНЫ ПРИРОДНОЙ СРЕДЫ
ХИМ. ЗНАЧЕНИЕ МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ ПОРОД
В НАРОДНОХОЗЯЙСТВЕННОЙ ПРАКТИКЕ
XXV съезд Коммунистической партии Советского Союза наметил-
опережающие темпы развития восточных районов страны, особенно
Сибири и Дальнего Востока. Большое значение в решениях съезда при-
дается сооружению Западно-Сибирского территориально-промышлен-
ного комплекса, системы Ангаро-Енисейских, Тимано-Печорского, Чуль-
ман-Алданского комплексов и др. Особая роль в программе развития
народного хозяйства отводится строительству и вводу в эксплуатацию
Байкало-Амурской железнодорожной магистрали, пересекающей юг
Средней Сибири, Забайкалье, Олекмо-Становую и Амуро-Охотскую
складчатые зоны. География распространения крупных вновь строя-
щихся промышленных районов свидетельствует о планомерном освое-
нии области распространения многолетнемерзлых горных пород, роль
и значение которой в народном хозяйстве чрезвычайно возросли. Мож-
но сказать, что вся хозяйственная деятельность в северных и восточных
районах страны развивается на фоне широкого взаимодействия мно-
голетнемерзлых горных пород с остальными составляющими комплекса
природных условий, среди которых они являются основным компонен-
том. главнейшим образом определяющим специфику криолитозоны.
Значение многолетнемерзлых горных пород связано прежде всего'
с изменчивостью их механических и физических свойств при промерза-
нии и оттаивании и при изменениях температуры пород в пределах от-
рицательных значений, особенно вблизи 0°С. Эти изменения состава и
свойств пород, а также многочисленные и разнообразные проявления
криогенных и других геологических процессов и образований создают
специфические условия строительства и любой другой хозяйственной
деятельности в этой области.
С изменением температурного и влажностного режимов пород, осо-
бенно с переходом температур через 0°С, связаны изменения состава
и свойств пород, прочность и несущая способность мерзлых пород, си-
лы, развиваемые промерзающими грунтами при пучении, величина и
скорость пучения, величина и скорость осадки мерзлых грунтов при
их оттаивании («тепловая осадка»), температурные деформации мерз-
лых дисперсных пород и льдов, разрабатываемость мерзлых пород при
земляных и горных работах, изменения фильтрационных свойств пород
при их промерзании и оттаивании, развитие наледей, термокарста, со-
лифлюкции и других криогенных процессов и образований.
В агробиологическом отношении наличие многолетнемерзлых гор-
ных пород или глубокого сезонного промерзания и связанные с ними
428
почвообпачпваииаРиЫе 1 влажностные условия влияют на характер
стп наРвиппВп&Я И экологнческне условия произрастания растительно-
... ’ К„П,Т.Д 11 состав растительных сообществ и сельскохозяйствен-
ных культур, на условия заболоченности и т. д.
х°димость учета мерзлотных условий и характера теплового
одеиствпя сооружений с мерзлыми грунтами при проектировании,
строительстве и эксплуатации введена постановлениями правительства
в «Строительные нормы и правила» (СНиП 11-18-76).
Управление развитием мерзлотного процесса рассматривается
(Кудрявцев, Ершов, 1969) как управление составляющими комплекса
природных условий, при направленном изменении которых меняется и
результат теплообмена горных пород с атмосферой. Изменения, вноси-
мые в связи с этим в комплекс природных условий, выдвигают новые
аспекты в проблеме охраны окружающей среды и рациональном ис-
пользовании природных ресурсов. Такими природными ресурсами яв-
ляются и многолетнемерзлые толщи горных пород, охрана окружающей
среды в области распространения которых должна базироваться на.мерз-
лотном прогнозе, т. е. на предвидении последствий изменения естест-
венной природной среды, в связи с чем изменения при освоении тер-
ритории должны быть строго направленными и контролируемыми.
В настоящее время в мерзлотоведении разработаны теоретические
и практические основы решения задач по управлению мерзлотным про-
цессом. Основные методы такого решения изложены в учеонике
В. А. Кудрявцева, Л. С. Гарагули, К- А. Кондратьевой и В. 1. Меламе-
да «Основы мерзлотного прогноза при инженерно-геологических иссле-
дованиях» (1974).
XIH-2. ВЛИЯНИЕ МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ ПОРОД
НА ФОРМИРОВАНИЕ ПРИРОДНЫХ ЛАНДШАФТОВ
(НА ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ И ГЕОГРАФИЧЕСКИЕ ФАКТОРЫ
ПРИРОДНОЙ СРЕДЫ)
распространение и развиие “°™ ^^XoXSm”
результатом термодивамч* встелствпе комплексности а
™ фактором развитая
^рирфакр^в Сг^могнческом'олвош^ми!!^ развитие ммогозетаемерзлы-х^то"
?Х°“аТпо^
" СТ1Лк
симость от «‘ше1;ат>пР"“„еза многолетнемерзлых пород IHIM
С0К“'вГсРмз“'"™пронессамн РастР^“““мДамчеХоге^ыветрамвая
специфические геоммрт ч29
многолстнемерзлых пород. В этом отношении особенно важны морозо-
бойное и диагенетическое растрескивание пород, развитие подземных
льдов, пучение, термокарст и солифлюкция, наледи и т. д. (гл. VII),
В результате развития этих процессов возникают многочисленные и
специфические формы микро- и мезорельефа: полигонально-валиковый
микрорельеф и другие полигональные образования, пятнистые тундры,
различные формы бугров, аласы, байджерахи, термокарстовые озера*
булгунняхи, солифлюкционные террасы и др.
При протаивании льдистых отложений в зависимости от условии
стока оттаявших вод наблюдается своеобразная криогенная инверсия:
рельефа (VII-8), когда наиболее льдистые отложения, часто с мощны-
ми повторно-жильными льдами, в результате прекращения термокар-
стового процесса возвышаются в виде останцов над малольдистыми:
оттаявшими отложениями. На территориях полной деградации много-
летнемерзлых толщ участки с малольдистыми отложениями обычно>
приподняты над протаявшими и просевшими, сложенными ранее силь-
но льдистыми породами, в результате чего наблюдается посткриоген-
ная инверсия рельефа (VII-8).
Мерзлые толщи, являясь водонепроницаемыми, осложняют связь
поверхностных и подмерзлотиых вод, изменяют режим рек и водоемов,
влияют на водно-тепловой баланс поверхности, на условия стока и ин-
фильтрации атмосферных и грунтовых вод.
В связи с уменьшением фильтрации благодаря наличию криоген-
ных водоупоров (Х-2) в области криолитозоны сток в реки соответст-
венно повышается, и даже относительно слабые дожди вызывают высо-
кие паводки водотоков. Зимние расходы даже таких крупных рек, как
Яна, Индигирка, Колыма, малы по сравнению со сходными потоками,,
текущими вне области распространения мерзлых пород. Поэтому по-
верхностные источники водоснабжения на Северо-Востоке СССР в
зимнее время сильно сокращаются и локализуются, что способствует
возрастанию роли артезианских и подмерзлотных вод. Уменьшение ин-
фильтрации поверхностных вод в глубину в связи с близким залегани-
ем к поверхности криогенных водоупоров приводит к заболачиванию'
поверхности и образованию многочисленных озер, несмотря на преоб-
ладание испарения над осадками. Значительная часть озер существует
за счет вытаивания скоплений подземных льдов (VII-8).
Большая влажность отложений, заболоченность и широкое разви-
тие термокарстовых озер создают особые климатические условия, с ко-
торыми связаны специфические экологические условия развития расти-
тельности. Последняя, быстро реагируя на изменения этих условий, са-
ма выступает как фактор, влияющий на тепло- и влагообмен между
почвой и атмосферой. Это влияние включает затенение поверхности от
действия солнечной радиации, транспирацию влаги, ведущую к осуше-
нию почвы, испарение влаги, поглощающее солнечную радиацию, на-
копление снега, характеризующегося рыхлостью сложения и отсутстви-
ем ветрового перераспределения, и т. д.
Развитие мерзлых толщ и их влияние через геоморфологические,
гидрогеологические, геоботанические и другие черты природных усло-
вий сказывается на развитии соответствующих особенностей ландшаф-
тов. Количественный учет такой взаимосвязи основан на анализе част-
ных закономерностей формирования и развития сезонно- и многолет-
немерзлых толщ, поэтому задачи управления мерзлотным процессом
сводятся в основном к управлению температурным и влажностным ре-
жимом мерзлых и талых горных пород, к управлению глубинами се-
зонного промерзания и сезонного оттаивания пород (Кудрявцев, Ер-
430
так”; направлений6"6"”10 С°СТ!™ " св0,'ств "°род ° "ужвом “Н’"Рак-
них ^/г'плпм^ПРИР°ДНЫХ ФактоРов как в естественных, так и изменен-
теплового баланмНпп^ТСЯ Чере3 изучение особенностей радиационно-
четныр гКпп.аЛаНСа повеРхности. составляющие которого входят в рас-
съемки Ф°рМулы и МОГУТ быть получены в результате мерзлотной
Теплообмен на поверхности земли при динамическом равенстве
рихода и расхода солнечной радиации можно охарактеризовать из
уравнения теплового баланса (см. Ш-1):
(Q + <7)(l-a)’=/+LE + P,
где левая часть уравнения выражает приход коротковолновой радиации
к поверхности земли, правая — расход превращенной энергии. При
динамическом равенстве прихода и расхода энергии за последователь-
ные годовые периоды среднегодовая температура поверхности грунта
должна оставаться неизменной. В случае отсутствия динамического
равновесия прихода и расхода тепла за теплый и холодный полуперио-
ды, разница между которыми при прочих равных условиях возрастает
с юга на север, формируется отрицательный радиационный баланс, с
которым связано формирование многолетнемерзлых толщ горных по-
род и их аградация.
В полупериод нагревания поглощенная почвой коротковолновая ра-
диация (Q+q) (1—a)— LE—Р больше суммарного эффективного излу-
чения / на величину Bi — количества тепла, пришедшего в почву, т. е.
(Qi+<7i) (1— <ii)— LE\~Pi=l\+Bx. В полупериод охлаждения эффек-
тивное излучение преобладает над поглощаемой коротковолновой ра-
диацией, т. е. — LE2—Рг=12—Bi-
Из этих зависимостей вытекают основные способы управления
тепловым режимом пород, которые сводятся к мероприятиям по уве-
личению прихода тепла (положительного теплооборота или п
уменьшению расхода (отрицательного теплооборота В2), или по при-
менению того и другого совместно.
XIII-3. ОСНОВНЫЕ СПОСОБЫ УПРАВЛЕНИЯ ВОДНО-ТЕПЛОВОЙ
МЕЛИОРАЦИЕЙ ГРУНТОВ
Управление поглощением лучистой энергии в заданном направле-
нии ХХ»—
ства поверхностного ел°я гру ’ а л почвь1 битумом или зачернение
1ТИП’!™Х по^ышени^среднегодовой температуры пород за
сажей привод fipnn поверхности, окрашивание мелом — к пони-
счет уменьшения альбедо повер носп увеличення п0 сравне-
жению среднегодовой тем р Ур у Шение альбедо может быть до-
ния или вспашки РУ повышению темПературы пород.
вой лучистой ЭН р дерново-растительного слоя на участках с
Удаление и наРУшение Р од приводит к изменению ус-
хорошим дренпрованием поверхности главным образом через
ло“шХ°°а^ на 0'6~10Я для услов',Й !,КУТС'!0'
го стационара (Павло..,1975). мен „а площадках с У«м»«“»
1'ХЕ покровом го сравнению с естественными условиям» из-
рас
Рис. 184. Соотношение между суммами летних
температур почвы под полиэтиленовой плен-
кой (S/пл) и на открытом участке (S/P) в
Якутске (по А. В. Павлову)
меняются мало: испарение уменьшается, если удаляется густая расти-
тельность с корнями в глубоких горизонтах, и увеличивается, если уда-
ляется чахлая разреженная растительность. Турбулентный теплообмен
на оголенной площадке увеличивается по сравнению с естественными
условиями примерно на 8% (Павлов, 1975).
В пределах тундровых ландшафтов на участках льдистых пород
нарушение мохово-дернового слоя приводит к созданию своеобразных
техногенных ландшафтов в виде понижений, часто заболоченных или
затопленных водой. Для таких участков характерна малая отражатель-
ная и большая теплоаккумулятивная способность, в результате чего рез-
ко возрастает глубина сезонного оттаивания. В качестве средства, пре-
дупреждающего возникновение термокарста на участках с близким за-
леганием льдистых пород, мо-
жет быть рекомендован отвод
поверхностных вод (cm.VII-8).
П рименение синтетичес-
ких пленок разного типа для
управления составляющими
теплового баланса с целью ус-
корения оттаивания мерзлых
пород было выполнено А. В.
Павловым (1975) в условиях
Якутского стационара. На
основе большого объема на-
турных наблюдений установ-
лено:
1) альбедо полиэтилено-
вой пленки в 1,65 раза выше,
чем альбедо естественной по-
верхности, т. е. апл на 4—
15% ВЫШе (Хест. поп;
2) полиэтиленовая пленка снижает на 2—14% эффективное излу-
чение за счет частичного поглощения длинноволнового излучения зем-
ной поверхности;
3) несмотря на уменьшение эффективного излучения, радиацион-
ный баланс за летнее время уменьшается на 14—16% за счет увеличе-
ния альбедо пленочных покровов по сравнению с естественными усло-
виями;
4) применение пленочного покрытия снижает испарение и турбу-
лентный теплообмен; так, испарение под пленкой уменьшается на 26—
33% по сравнению с естественными условиями;
5) теплофизическая эффективность пленочных покровов умень-
шается с течением времени: сразу после покрытия пленкой сумма теп-
лового потока в почву увеличивается в 1,57 раза по сравнению с ес-
тественными условиями, к концу лета — даже несколько уменьшается
(рис. 184).
Таким образом, пленочные покровы повышают аккумуляцию теп-
ла почвой и увеличивают сезонное оттаивание за счет (Павлов, 1975):
1) снижения затрат тепла на испарение влаги (количество испаряю-
щейся влаги не превышает суммы выпадающих осадков); 2) задержки
длинноволнового излучения почвы (радиационный оранжерейный эф-
фект); 3) снижения коэффициента теплоотдачи поверхности вследствие
изменения структуры пограничного слоя (конвективный эффект);
4) увеличения коэффициента теплопроводности сезонноталого слоя в
432
условиями. "°оышкгая его влажности по сравнению с естественными
гРУ"ТОв“оГпХеХи°иТи“Ч“°""Ь“ пок',ытай с «лью предохранения
тепловой из основных проблем
величии составляющих радиаиио1”™^ П°Р°Д’ Зи/°Й пслсдствие малых
тинного излучения баланса (кроме эффек.
правлены на создание допот п , “Р™!"1”™ тепловой мелиорации на-
покрова ;,ф можно уменьшать, покрывая
поверхность пленкой, которая предобра
дель °гГ °Т "Р°меРза11"» До 2-3 пе-
1975>- Поме впадения
LHtra /оф можно уменьшить дополнитель-
ои термоизоляцией в виде шлака, ис-
кусственного снега (из дождевальной
Рис. 186. Схематическое изменение
компонентов теплового и радиацион-
ного баланса в зависимости от вре-
мени после обнажения мерзлых пород
(по В. Т. Балобаеву. 1965): /—сум-
марная радиация; 2 —поглощенная
коротковолновая радиация; 3 — ра-
диационный баланс; 4 — эффективное
излучение; 5 — поток тепла, погло-
щаемый при испарении; 6 — турбу-
лентный теплообмен; 7 —тепловой
поток на нагревание и протаивание
пород
Рис. 185. Суточный ход температуры воздуха
(/) поверхности пенопласта (2) и поверхности
почвы на открытом участке (3) 11 нюня 1972 г.
в Якутске (по А. В. Павлову)
установки), опилок, торфа и мха. При
разработке некоторых россыпных место-
рождений в области распространения
многолетнемерзлых пород использова-
лись льдовоздушные покрытия и покры-
тия пенольдом. Последний образуется
путем подз»" рнмбоазХщи^составов^В условиях Бурятии использо-
^ 7^ “температуре воздуха -20"С при-
В3™ " 25^“трунта под «им па глубину 40 см. в то время как
вело к р • Р ловиях ГЛубина промерзания достигала 2 м.
в естественных услови У стационаре за влиянием пенопластового
Набл1°ден',ямпераЯтур„ый режим пород и глубину сезонного оттаи-
покрьтя яа температур )дР летом Пе1|ОПластовое покрытие
вания показали ( • вследствне: 1) высокого альбе-
иесколько охлажд дневное' время, составляющего 81-51%, 2) радиа-
цнонного^выхолвживания ночью, так как почти полностью отсутствует
433
28 Зак. 98
теплообмен поверхности пенопласта с почвой. В целом за год пено-
пластовое покрытие оказывает отепляющее влияние вследствие допол-
нительной термоизоляции зимой и повышает температуру пород на
1,2—1,3°С, а глубин}' сезонного оттаивания в 3—6 раз по сравнению'
с естественными условиями.
На основе увеличения радиационного баланса поверхности за ко-
роткие отрезки времени базируется метод послойной разработки мерз-
лых грунтов при выемках котлованов, разработке месторождений пес-
ка и гравия, дражных полигонов по добыче олова, золота и др. При.
удалении очередного талого слоя несколько увеличивается альбедо по-
верхности за счет обнажившихся включений льда (на 2—6%, no-
в. Т. Балобаеву, 1965), но зато резко снижается эффективное излу-
чение, которое на первый день после снятия талого слоя может быть-
даже отрицательным (рис. 186), на второй день может составлять.
2—3% от поглощенной коротковолновой радиации, на 6—7 день уве-
личиваться до 12—20%. На основе производственного опыта для Ма-
гаданской области скорость послойного оттаивания за теплый сезон в
среднем составляет при ежедневном снятии талого слоя 10 см/сут, при.
снятии 1 раз в трое суток — 6 см/сут. За один сезон при послойном
снятии талого грунта можно обработать глубину карьера в дисперсных
породах до 8—15 м при оттаивании пород в естественных условиях до-
1,2—1,8 м (Павлов, 1975). При разработке сильнольдистых пылеватых
пород целесообразно применение тепловой мелиорации в сочетании с-
дренажными осушительными мероприятиями.
Сочетание приемов управления геокриологическим процессом,,
действующих через параметры, изменяющие теплообмен в системе ат-
мосфера— горные породы, показано в табл. 33.
XIII-4. ПРИНЦИПЫ СТРОИТЕЛЬСТВА В ОБЛАСТИ
РАСПРОСТРАНЕНИЯ МНОГОЛЕТНЕМЕРЗЛЫХ ПОРОД
Основной особенностью проектирования и строительства на много-
летнемерзлых грунтах в отличие от обычных условий является необхо-
димость учета и регулирования теплообмена грунта с сооружениями1.
и с внешней средой. Исполь-
зование грунтов в качестве
оснований сооружений без
учета его мерзлого состояния1
и без учета факторов, обус-
ловливающих характер мерз-
лого состояния пород, в прак-
тике инженерных решений не-
допустимо и может заканчи-
ваться катастрофическими по-
следствиями (рис. 187 и 188).
Инженерный опыт пока-
зывает, что строить без учета
мерзлого состояния грунтов-
основания чревато неприятны-
ми последствиями не только-
на участках с крупноскелет-
ными грунтами, но и на участ-
ках скального основания. Деформации сооружений на таких породах
связаны с наличием льда в трещинах и пустотах, который трудно вы-
является при бурении скважин вследствие его вытаивания при разо-
греве бурового инструмента.
Рис. 187. Здание, деформированное нерав-
номерными осадками при протаивании
мерзлых грунтов
434
* Q 11 группа приемов, регул - Е’ Сит». £ О С сроПстм И тепловое состояние •< 4* ге мелиорируемых пород Sgs f Е = Свойства и тепловое состояние £ S » пород порол Система прМ»оо. .=»' “„Д “™ Влажность (льдпстость) пород и состав почвенного воздуха плппнпя состава п, свойства и тепловое состояние х пород Состав органо-минеральной части пород
Г», jpnu-чскстуриые освоенности породы (и том числе характер под- земных ледов и криогенная тексту ра пород). Б) Тепловое состояния и температур ный режим породи. В) Условия промерзания — оггаивани пород Для каждого направленно изменяемого ^"г21ПК1',!,Г0 (прямого) иоздсйс итов 1 еолого-географической среды ралогический состав пород. Б) Трещиноватость и пористость по- роды. В) Условия питания, фильтрации и сто- ка подземных вод. Г) Тепловое состояние, температурный режим породы, а также условия про- мерзания и миграции влаги в породе А) Гранулометрический, хнмико-минс- 1 1 V) Гранулометрический, химико-мине- ралогический состав породы и состав обменных катионов.
Й = = Кондуктивный и конвективный теплообмен (тепло- и массообмен)
1 группа приемов, изменяющих внешний теплообмен
Споем, прпомо». рстуапру,ТСПЛОТОГО Система приемов, регулирующих аютиощеиие 1 1 составляющих радиационного баланса
Теплообмен с ниже- лежащими породами В Теплота фазовых превращений влаги LE Гурбулентный теп- лообмен с призем- ным воздухом Р Эффективное излу- чение земной по- верхности /,ф Тгражеяпая ко- ротковолновая радиация (<Ж) Л Суммарная ко- | ротковолиовая | радиация Q Отдел» epwe- 1
\) Температура поверхности пород, э) Температурный режим пород (гра- диенты температур п грунте). 3) Состав, влажность и свойства пород. Пункты Б) и В), существенным обра- зом определяющие величину тепло- обмена поверхности с нижележащи- ми породами, выделены для рассмо- трения особо (см. ниже) А) Влажность и условия подтока влаги в приповерхностном слое порол. Б) Профиль ветра. В) Мера шероховатости поверхности. Г) Температура поверхности пород А) Профиль ветра, V. (л). Б) .Мера шероховатости поверхности. В) Температура поверхности порол. Г) Влажность поверх постного слоя по- род А) Температура позлухл и упругость водяного пара. Г>) Цвет поверхности, сс шерохова- тость, характер и высота покрова. В> Температура нэлучпюшей поверх- ности А) Характер я высота покрова на по- верхности. В) Цвет поверхности В) Шероховатость поверхности Г) Влажность поверхностного слоя поч- вы X) Прозрачность атмосферы. В) Угол наклона поверхности к гори- зонт V. В) Экс'ппмпшя местности 1 иаыаиикаи OJOuVuUlidu hxiijh-ha. rfiHuuUJKol oiiiiJkMuduuu uiivuouudv'J'b Ч1Г19 XAjOIX orldlMUH Wd 'NdXJHHdim
Кондуктивный тепло- Кондуктивный и конвективный Топ проиеся
обмен (теплообмен) (тепло- и массообмен) Лучистым теплообмен (теплообмен/
аийез лреоб-
РегулиЛа.шие мощности и свойств снежного и растительного покровов. Перекрытие грунта различного рола тепло- изоляционными материалами (пенопласты, сиежнт-ледяныс, воздушно-ледяные, водно- ледяные и пр. искусственные покровы). Приемы, изменяющие состав и .свойства ме- лиорируемых пород (выделены в отдельную группу приемов), см. ниже Рыхление или укатка поверхностного слоя пород. СпособКлсствспного оттаивания мерзлых по- род при послойной разработке. Покрытие поверхности слабовлагопроннцае- мым материалом (мульча, синтетические пленЯя и пр.). Пропитка поверхностного слоя порол склеи- вающими веществами (торфяной клей, лиг- нин и£рр.). Изменение смачивающей способности стенок естеств iiinx капилляров посредством об- работки верхнего слоя пород повсрхност- ио-акт: иымн веществами. Мероприятия, регулирующие скорость ветра и теИсрзтуру поверхности пород L > стройсщ гроиых преград (щиты, лесопо- садки в др.) Изменена шероховатости поверхности. Способ есгет гневного оттаивания мерзлых по- рол при послойной разработке. llenocpejjcrocHiioe регулирование температуры и влКщстн поверхностного слоя пород Дымление Экра11ПМЬаннс поверхности свегопрозрачными плсикямн снегом и другими покровами, Удалений с поверхности грунта рпстигсльно- 1 О II СН<‘ ЧШЧ иронов. Мероприятии по непосредственному регулиро- ванию г< мнервтуры поверхности Улллс1нй ,. к стпсниых покровов. 11скусстпец|oKpniiiimnini'’ поверхности (за- черненж । |белепне II лр.) Рыхлешй, уклткп поверхностного слоя порол. Унлажнепн' • осушение поверхностного слоя пород HhUMiiauii пнг1н||| ‘Ь “liiuLiioi ui/oij woHbUl/ilL-d luaoiixdmion аш" WiiHuibit; 'iiiauiuj.ns UKiKidimmi и ,ll3<»iixdou -on uiioiTHuu uujA oiHiiJiiJixiii on । ««Hdi/ud.iiv uoHiinduijAB ‘u.eiu ' 'V Uiiuov -жизни HuxAu iiHiKHiaxuc •uojjuii" 'изцоПид- 1
I, Гршпп, loon)
г ; IV группа приемов, регулирующих температурные условия в породах, залегающих ниже
5 ' ’ мелиорируемого слоя
III группа приемов, изменяющих температурный режим и тепловое состояние мелиорируемых пород посредством иаюльзсащыя
дополнительных источников и стоков тепла
ХТс™Распученное™ грунте. „р,
« п. гаго”,ы" "Ршнаюм ихНеп„^ км“,пш‘ *' может елу-
ка распученных гравийно-гал е“ "?°'°д°чтст“ Так' цельная »“«
"PH весовой ,важное™ 12-20^^’^
Рис. 188. Прорыв подмерзлотных вод в строения с образованием наледей
вследствие протаивания многолетнемерзлой толщи под зданиями
шитого элювия с глинистым заполнителем при влажности 11
от 20 ло 14 см/м. Удельная осадка аргиллитов с трещинами, запишет
иыми льдом ip» весовой влажности 13-14% составляет от 14 до
6'6 СДололеттьш<ыми^характеристиками мерзлых грунтов по правке-
грунте, и суммарная льдистость.
We = и’ц + “'вид + шя “ И,»*л U’rt”
Угр^вкл___________
Лс = Лц + ЛяКЯ, где ЛвМ = ул + Yrp («с + о, I »>ЙГ
и льдистость за счет льда-цемента; wBM и
где u»h и Л»-"э“^"лХС’^л"ек; “« - за счет "езамТэ,Й
Л.«л - за счет вклю’ени_ ₽й вм миверальных частиц, кг/см»,
воды при *»»»?*£’*’ принимаемый равным 0,0009 кт/см»;
Ул — удельный вес > г
в) пор мерзло™ W’a ЛЬД0“ “
мерзшен водой;
435
28*
г) объемный вес скелета мерзлого грунта;
д) относительное сжатие мерзлого грунта при переходе его в от-
таявшее состояние 6:
где Лм — толщина слоя мерзлого и Лт — талого грунта, в условиях
невозможности бокового расширения при заданном давлении р в кг/см2;
е) характеристики грунтов для расчета мерзлых и оттаивающих
оснований по прочности и устойчивости;
ж) характеристики грунтов для расчета оснований и фундаментов
по устойчивости и прочности на действие сил пучения;
з) характеристики грунтов для расчета мерзлых и оттаивающих
оснований по деформациям;
и) теплофизические характеристики грунтов — коэффициенты теп-
лопроводности и объемной теплоемкости в мерзлом и талом состоя-
ниях;
к) засоленность грунтов.
Строительство различных сооружений в области крнолитозоны в
зависимости от использования многолетнемерзлых грунтов в качестве
основания зданий и сооружений фактически ведется по двум принци-
пам (СНиП П-Б. 6-66, с. 13):
принцип I — грунты основания используются в мерзлом состоянии
в течение всего периода эксплуатации здания или сооружения-,
принцип II — грунты основания используются в оттаивающем и
оттаявшем состоянии.
Принцип использования грунтов в качестве основания определяет
состав инженерных изысканий, методы исследования мерзлых грунтов,
расчет оснований по предельным состояниям, правила и приемы про-
изводства работ нулевого цикла и особенности эксплуатации зданий и
сооружений. Для каждой строительной площадки следует предусмат-
ривать один принцип использования грунтов в качестве оснований. Сов-
местное применение на площадке (но не для одного здания!) двух
принципов допускается только в том случае, если в процессе строи-
тельства и эксплуатации будет исключено нарушение устойчивости
зданий и сооружений на этом участке в результате их взаимного тепло-
вого влияния на грунты основания.
Для сохранения грунтов основания в мерзлом состоянии (прин-
цип 1) и обеспечения их расчетного теплового режима предусматри-
вается устройство холодных подполий с круглогодичной естественной
вентиляцией, холодных первых этажей зданий, охлаждающих труб и
каналов, теплоизолирующих слоев.
Для большинства зданий и сооружений, возводимых по принципу
I, рекомендуется применение свайных и сборных столбчатых фундамен-
тов. Наиболее универсальными являются железобетонные сваи; метал-
лические сваи применяются только при соответствующем обосновании.
Для малоответственных сооружений возможно применение деревянных
свай. Применение ленточных фундаментов и в виде сплошных плит до-
пускается для малоэтажных зданий и сооружений на подсыпках из дре-
нирующего материала (песка, гравия, щебня, шахтных отвалов
и т. п.).
При проектировании оснований и фундаментов по принципу 1 не-
обходимо предусматривать мероприятия, обеспечивающие сохранение
расчетного теплового режима грунтов основания в процессе строитель-
436
ства и эксплуатации Так »»
"epX.s£BZ "ма""я -
яТгс«Х':,“хат“г 1 •
° ~Щ‘М “
a"a„'le'""'- С 3T0fl Илью Рскомепдуетсп'"ппНе прмышают предельных
М=РО"Р"ЯТ„Я "оуменьше„^^Х:рЕ=^н^'=ае
с УпДотнеташ₽П|™1“ЕпмЕ"гаа'^ата''"е (л₽" "ео6хо«""«тя
=^i=ZE=-~
SO~==F-—
соблюдении требований СНиП™"”0"" С раста'г™' ВЫ1ЮЛ"ЯСМЫМ "₽»
Использование грунтов оснований но принципу П рекомендуется
ри неглубоком залегании скальных грунтов и при наличии других
мерзлотно-грунтовых условий, в которых сохранение мерзлого состоя-
ния грунтов экономически нецелесообразно. Граница площади, на ко-
торой осуществляется предварительное оттаивание грунта, определяет-
ся из условия, что осадка при оттаивании мерзлого грунта за предела-
ми здания не должна влиять на его устойчивость. При этом принципе
строительства можно применять фундаменты в виде лент, плит, столб-
чатые в виде свай—стоек и глубоких опор, и рекомендуется устраивать
теплоизоляционные покрытия снаружи здания на поверхности около
фундамента.
Во всех случаях для правильного выбора принципа строительства
и предвидения поведения сооружения в новых измененных условиях не-
обходимо составление мерзлотного прогноза, характеризующего изме-
нение мерзлотных условии на всех этапах освоения территории.
XIII-5. ОСНОВНЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ МЕРЗЛОТНОГО ПРОГНОЗА —
ОСНОВЫ УПРАВЛЕНИЯ ПРИРОДНОЙ СРЕДОЙ
В связи с неизбежным нарушением естественных условий в резуль-
тате ШИРОКОГО хозяйственного освоения области распространения мно-
готетненерзлых пород возрастает роль и значение мерзлотного прогно-
за составление и разработка которого на разных стадиях исследова-
Ш“ Езлотный ~ предвпденне ожидаемого изменения мерз-
М Р ,™яй в процессе естественного развития природы, а также в
резТул“ь-^антропогенного воздействия на составляющие природной
сР«ы. ьпно что для этого необходимо знать закономерности равен-
° ™»ых условий в зависимости от комплекса природной обста-
ли” меР’™™“ У„ „ноголетиемерзлые толщи горных пород являются
HOBKII. иезипли
437
природными объектами, одними из компонентов природной среды, тес-
но взаимосвязанными со всем комплексом природных условий. Следо-
вательно, нельзя говорить о познании закономерностей развития мерз-
лотных условий, не рассматривая их с позиций такой взаимосвязи, а
без рассмотрения и изучения общих закономерностей развития мерзлых
толщ нельзя говорить и о прогнозе.
Если мы не знаем, как развиваются мерзлотные условия, не мо-
жет быть речи и о предвидении или о прогнозе их изменения во вре-
мени в связи с естественным ходом развития мерзлотной обстановки, а
также и в результате производственного освоения территории.
Общие и частные закономерности формирования и развития сезон-
но- и многолетнемерзлых пород могут быть изучены только в процес-
се мерзлотной съемки, которая является обязательной основой мерзлот-
ного прогноза.
Цели и задачи. Как известно, в области распространения многолет-
немерзлых пород принципы и приемы строительства и оптимальные
условия эксплуатации сооружений в основном определяются мерзлот-
ными условиями. Последние непостоянны во времени и существенно
изменяются в результате производственного освоения территории. Час-
то благоприятные на момент исследования мерзлотные условия в про-
цессе строительства и эксплуатации сооружений превращаются в не-
благоприятные, что сопровождается деформациями сооружений и рез-
ким осложнением и удорожанием их эксплуатации, а нередко и полным
их разрушением.
В процессе строительства и эксплуатации сооружений мерзлые тол-
щи часто возникают там, где их не было при предварительных иссле-
дованиях и наоборот, оттаивают, осложняются термокарстовыми про-
цессами, где на момент исследований в естественной обстановке мерз-
лотные условия были достаточно устойчивыми. Очевидно, что в связи
с этим проектирование, строительство и эксплуатация сооружений дол-
жны производиться с учетом этих изменений. Более того, это условие
должно быть основным и при определении оптимальных условий широ-
кого производственного освоения больших территорий новых промыш-
ленно-экономических районов, трасс линейных сооружений большого
протяжения и прилегающих к ним территорий, типа Байкало-Амурской
магистрали, газо- и нефтепроводов и т. д.
Таким образом, составление мерзлотного прогноза должно являть-
ся неотъемлемой частью мерзлотных исследований, и только на его
основе может производиться проектирование и эксплуатация сооруже-
ний и любое другое производственное освоение территории в области
распространения мерзлых толщ и глубокого сезонного промерзания.
Этим требованием практики определяются цели и задачи мерзлотного
прогноза.
Основные положения мерзлотного прогноза. При любом производ-
ственном освоении территории имеет место широкое взаимодействие
природной среды и техногенных факторов, таких, как возведение соору-
жений, изменение природной обстановки, создание крупных водохрани-
лищ, дражных полигонов, сельскохозяйственное и лесоустроительное
освоение территорий и т. п. Результат этого взаимодействия будет оп-
ределяться характером той природной среды, которая преобразуется в
результате производственной деятельности человека, т. е. необходимо
четко знать, что именно преобразуется. Затем также необходимо знать,
как именно природная среда преобразуется, т. е. иметь полную инфор-
мацию о предполагаемой производственной деятельности . человека и
понимать, как она скажется на преобразовании природной обстановки
438
вообще и мерзлотных условна .
мо знать общие и чайные и™’"™™ Так”« “«Разом необходк
мерзлотной обстановки, определи, кТ™ +“Pv“l»»a»"a и развития
•щих факторов, „х роль в форм ™ ?™ " харак,сР «РзлотоЛбразук,.
зная, как производствен.™ даятеЛ™ мсРзлотиых условна и затем,
пение существующей природной ч'-™века повлияет на нэпе-
изменения в выдаваемых рекомеяЕ™??™ ”Раи1Е’ ожидаемого
появление новых техногенных Фак™™ < К₽оме таг°' сли’ет >'1е™
ние зданий и сооружений допл™«т а -КаК' напРИмер, тепловыделе-
влияние которых пред"“влнТс„ст°к эпических водипр.),
ловиям. собои Д°полнение к существующим ус-
Опыт освоения районов Сибири и Крайнего Севера показывает
^ппЛеляюшт В„„ЭТк Х Ра1',онах является одним из основных факторов.
““в™»»™ природной среды, поэтому любой мер-
но-геологическии прогноз в области криолптозояы прежде всего являет-
ся мерзлотным прогнозом.
Виды мерзлотного прогноза целесообразно различать в зависимо-
сти от характера первопричины или генезиса, вызвавших прогнозируе-
мые изменения мерзлотных условий. По этому признаку следует выде-
лять: а) прогноз изменений мерзлотных условий, связанных с ходом ес-
тественной эволюции природной среды, и б) прогноз изменений мерз-
лотных условий в связи с хозяйственной деятельностью человека. Пер-
вый целесообразно называть естественноисторическим, второй —
связанным с техногенными причинами, или более кратко — тех-
ногенным.
Естественноисторический и техногенный прогнозы могут состав-
ляться с различной детальностью. По детальности целесообразно раз-
обзорный мерзлотный прогноз, в котором овеивается,
различных факторов геологической среды и географической »«™ковю
мя отдельных регионов в самом общем виде, кв основе
мерзлотных закономерностей, саааа“ных ' логического стро-
высотной поясностью, с учетом Общ ₽>С с гпдрогеологячески-
ения региона, с геоботанической зов шем ДЛР больших тер-
ми особенностями района. Этот-пром развЯтНя народного
период освоения территории, на стад Р является также
условий. Этот вид Р емок ,и карт; ллльшич территорий
масштабных меРзл.° „ “gH03 составляется для не^Л„ “асштабе. кото-
в) конкретный пр исследованиях в крупно п(,АОваНнй при
"Р" в^зависимостиjot ме'рзлотно-
рые специализирую . п„гн03 по существу _ составлен»»-
Тн₽г:^
ческом прогнозе имеют д 439
ров на мерзлотные условия отдельных площадок под конкретные соо-
ружения, под подъездные пути, улицы, газоны и т. д.
Объектами мерзлотного прогноза являются: изменения теплового
состояния горных пород; изменения направленности криогенных про-
цессов, их динамики и интенсивности; оценка возможности развития
новых процессов вследствие изменения или нарушения сложившегося
в природных условиях равновесия; определение времени их стабилиза-
ции в соответствии с новыми условиями; особо изучаются причины,
обусловливающие прогрессирующее развитие криогенных процессов;
освещаются вопросы, связанные с изменением состава, строения и
свойств горных пород вследствие изменения криогенеза. Дается харак-
теристика сезонно- и многолетнемерзлых пород и криогенных явлений в
новых измененных условиях.
Весьма существенным объектом прогноза являются гидрогеологи-
ческие условия, характер изменения гидрогеологических структур при
промерзании—оттаивании массивов пород, образование криогенных во-
доупоров, областей питания и разгрузки, изменение условий движения
подземных вод, их химизма, запасов и ресурсов.
В том случае, когда прогнозируются какие-то отдельные элементы
мерзлотных условий, как, например, температурный режим пород или
тепловое взаимодействие сооружения и подстилающего массива мерз-
лых толщ, следует говорить о частном мерзлотном прогнозе. Очевидно,
что при полном прогнозе автоматически решается вопрос и о частных
прогнозах или дается основа для их решения.
Возможность составления полного мерзлотного прогноза дают
только материалы мерзлотной съемки. В основу прогноза при опреде-
лении характера изменения мерзлотных условий вообще и каждого из
объектов прогноза в частности должна быть положена история форми-
рования и развития многолетнемерзлых пород. История формирования
и современная динамика мерзлотных условий является тем общим фо-
ном, на котором совершаются все изменения мерзлотных условий, свя-
занные как с естественным ходом развития природной обстановки, так
и с производственным освоением территорий. В силу этого прогнозиро-
вание естественного хода развития мерзлотных условий на ближайшее
время является одним из основных объектов прогноза.
При детальной средне- и крупномасштабной мерзлотной съемке на
одно из первых мест выступают техногенные объекты прогноза. К их
числу относится в первую очередь прогнозирование теплового взаимо-
действия между сооружениями и многолетнемерзлыми толщами, харак-
тер изменения последних в результате тепловыделения под отдельны-
ми зданиями или коренная перестройка мерзлотных условий в связи
со строительством гидротехнических сооружений, возможное оттаива-
ние мерзлого основания под сооружениями, определение чаши оттаи-
вания и прогнозирование изменения состава и свойств мерзлых, оттаи-
вающих и промерзающих грунтов, определение их механических, рео-
логических и деформационных свойств под нагрузкой и т. п. Не мень-
шее значение имеет прогнозирование возникновения и характер прояв-
ления таких процессов и явлений, как термокарст и термоабразия, пу-
чение, солифлюкция, наледообразоваиие, процессы трещинообразова-
ния, образование оползней, оплывин, обвалов и т. п.
Общеизвестно, что все мерзлотные характеристики взаимосвязаны
и поэтому взаимосвязанными являются объекты мерзлотного прогноза.
Прогноз изменения одного из объектов неминуемо отражает и харак-
тер изменения других объектов. В силу этого, прогнозирование изме-
нения одной мерзлотной характеристики должно сочетаться и увязы-
440
объектов мерзлотного прогноз ° |ЙЖУ Рай°ву. Такая взаимосвязь
НИЮ методических вопросов мео5=^Т ПРа“о ”°«>йти к решс-
Методы прогноза. Для получмпч „ прогнозирования,
представления об ожидаем .. . предварительного, самого общего
цессе производственного освое яГобла™ аерал°таых усл°»™' ” "Р-
померзлых пород обычно исполу»,„ распространения многолет-
>1 кадастровые данные по район» п УЖ' “мм01“"«я литературные
ваться п виде качественной “ случае прогноз может да-
районировакпя с особым ож“мем“х изменений в таблице
ЛОРИЯ являются Й? °-,юли,“™ территорий, где мерзлотные ус-
хозяйстве|итлео ’ “алоусто,11Ц|вь1мп. а мерзлые породы в результате
менением нт ЛПпС-В°е11ИЯ оттанвают или возникают вновь с резким из-
прггпп и явке -BCJB " С интспснвпым проявлением криогенных про-
Также следУет выделять территории с устойчивыми
мерзлотными условиями, где изменения касаются только отдельных ха-
рактеристик многолетнемерзлых пород без перехода их в талое состоя-
ние. 1акои прогноз может быть только предварительным, составлен-
ным на базе самых общих соображений, без расчетов и без элементов
конкретного и техногенного прогноза и может быть назван методом
предварительного ориентировочного прогноза.
Метод учета опыта строительства и производственного освоения
основывается на сборе уже имеющихся материалов по опыту строи-
тельства в области распространения многолетиемерзлых пород. На ос-
нове детального анализа имеющегося положительного и отрицательно-
го опыта строительства и выявления причин деформаций зданий и со-
оружений в зависимости от конкретных мерзлотных условий и техни-
ческих приемов строительства определяются наиболее рациональные
принципы и методы строительства и других видов производственного
освоения территории.
Этот метод дает хорошие результаты в комплексе с друг
годами (со съемкой, с расчетными методами, с "’а'”я
ционарных площадках и т. п.). в сочетании с которыми “°™ S “
возможность выявления общих условии взаимодействия р°°Руж™
методом подобия (гомес' rpe'I„ n0 ° на организации и проведении
Метод прогнозирования, основ опытных площадках, мо-
наблюдений на спедиальв Он примыкает к предыдущему
жет быть назван феяоиеио.,и>гиит вродьшю, так как при пра-
методу подобия. Возмоязюс™ ™ определении их назначения на них
вильном выборе илощадок и прокорректированы методы рас-
могут быть отработаны, °"Р”®ова““ “о7ен„ого. Недостатком этого мо-
нета как общего прогноза, та площадок и малый охват ком
тода является ограниченность Bt6op техногенных факторов в этом
iifgss
««“• “ЛТвасчетиыми методами являются неотъемлемой
тельства и с ра . мерзлотного прогноз „нного прогнозов
обеспечивают коли 441
вин, которые возникают в результате производственного освоения тер-
ритории в области многолетнемерзлых толщ горных пород.
Расчетные методы должны базироваться на результатах мерзлот-
ной съемки, которая обеспечивает сбор материала, необходимого для
составления как мерзлотных карт общего характера, так и прогнозных.
Мерзлотные карты являются наиболее обобщенной формой информации
о мерзлотных условиях района производственного освоения, позволяю-
щей решать вопросы мерзлотного прогноза, как естественноисторичес-
кого, так и техногенного для любых участков исследуемой территории.
Таким образом, мерзлотный прогноз, представляющий собой за-
вершающий этап мерзлотной съемки, является наиболее комплексным
и полным, так как в этом случае прогнозируется комплексное измене-
ние мерзлотной обстановки как в части естественнонсторической, так
и техногенного прогноза.
Мерзлотный прогноз дает возможность не только прогнозировать
ожидаемые изменения мерзлотных условий в связи со строительством
и производственным освоением территорий, но и определять принципы
и приемы управления мерзлотным процессом в целях получения оп-
тимальных условий работы сооружений и охраны природной среды.
Под охраной природной среды в области распространения многолетне-
мерзлых пород понимается такое ее целенаправленное изменение, ко-
торое является необходимым при освоении территории, но проявляет-
ся в предусмотренных прогнозом рамках.
Исходя из этого определяются принципы и приемы охраны природ-
ной среды, а именно охраны геологической и географической среды
криолитозоны (ХШ-7).
С таким подходом связана трехчленность мерзлотного прогноза,
который можно рассматривать последовательно как 1) определение
ожидаемого изменения мерзлотных условий, 2) определение принципов
и приемов управления и направленного изменения мерзлотной обста-
новки и 3) определение принципов и приемов охраны и управления
природной средой в области распространения многолетнемерзлых
пород.
Мерзлотный прогноз выдается в виде: 1) расчетов и рекомендаций
в текстовой или табличной форме; 2) в виде прогнозных мерзлотных
карт.
XIII-6. ПРОГНОЗНЫЕ МЕРЗЛОТНЫЕ КАРТЫ —
ОСНОВА УПРАВЛЕНИЯ МЕРЗЛОТНЫМ ПРОЦЕССОМ
Под управлением мерзлотным процессом понимается такое воздей-
ствие на составляющие природного и техногенного комплексов, кото-
рое обусловливает развитие мерзлотной обстановки в нужном для на-
родного хозяйства направлении.
Принципиальные положения методики управления мерзлотным
процессом и составления прогнозных мерзлотных карт и прогнозных
профилей основываются на изучении мерзлотных условий территории,
заключающемся в выявлении частных, общих и региональных законо-
мерностей формирования и развития сезонно- и многолетнемерзлых
горных пород и криогенных геологических процессов и явлений в за-
висимости от географических, геологических, техногенных и др. факто-
ров, а также на использовании опыта производственного освоения тер-
ритории и опыта строительства и эксплуатации зданий и сооружений.
Такое изучение является наиболее полным и обоснованным только при
проведении комплексных мерзлотных съемок, в процессе которых опре-
442
используются при решении <запачВаЮТСЯ Те исходныс данные. которые
техногенного прогнозов и сое?™/™ естестве,1НОИСторического, так и
карт. Р и составления соответствующих прогнозных
иин меоопоиятийНппа«пЫе " экономическч целесообразные рекоменда-
ботат! ^тольк-п мл УпРавлению мерзлотным процессом можно разра-
nvTPM гпгтаппо основе мерзлотного (геокриологического) прогноза
доставления расчетных схем и таблиц. Распространение резуль-
татов прогноза по территории производится с помощью прогнозных
карт и прогнозных мерзлотных профилей, которые позволяют в наибо-
лее конкретной форме решать вопросы управления мерзлотным процес-
сом по всей территории исследования.
Принципиальные основы составления прогнозных карт заклады-
ваются уже при составлении мерзлотных карт для существующих на
период съемки условий, так как последние базируются на результатах
факторного анализа.
Прогнозные мерзлотные карты составляются на основе прогнозного
факторного анализа путем учета качественных и количественных изме-
нений составляющих геолого-геоморфологических и ландшафтных ус-
ловий под влиянием освоения территории или естественной эволюции
-природной среды.
Основой для такого анализа служит таблица, составленная пор
зультатам расчета влияния прогнозируемых мерзлотных хираетерис
в соответствии с ландшафтным подразделением территории
нием специальных, первоочередных или особо важных в хозяйст
отношении участков в пределах этих п0драа“ле™отев„ой эволюшш
При составлении прогнозных карт за счет_ быть
природной среды прогнозные мерзлотные характеристики могут
получены для условий, соответствующих баланса и климатических со- \
1) изменению радиационно-теплово. 40i 300 Лет и т. Д-); I
€ТаВ2Гвкс7рем\л^Тима™чеДскимР данным за прогнозируемый не-
Рй°Д3)₽изменению мошности, состава
женнй в про““°е“ф Р,"^льтате вынолажнвання склонов.
ловки в рирлаГ“ даго развития Прогнозирования и в»-
с учетом естес зависимости от ыч в Свою очередь, с
масштабах и 34 г
ные региональные прогнозы мерзлотных условий для обзорных мас-
штабов (1 : 1 000 000 и мельче) могут составляться либо в виде специ-
альных прогнозных карт, либо в виде таблиц мерзлотного районирова-
ния при описании существующих и анализе прогнозируемых условий
описываемого региона, области, района, участка.
Такие исследования обычно выполняются на больших территори-
ях с помощью сбора и обобщения имеющихся фактических материа-
лов, отчетных и опубликованных данных и карт с применением аэрови-
зуальных обследований, материалов различных видов аэросъемки и
космосъемки и полевых наблюдений на опорных ключевых участках.
Прогнозные мерзлотные карты в этом случае составляются, как пра-
вило, на основе распространения опыта освоения территории, изучен-
ного на ключевых участках и по литературным данным. Такие прогноз-
ные карты являются ориентировочными, а основной их задачей являет-
ся ориентация последующих исследований на направление развития
мерзлотного процесса.
Все прогнозные мерзлотные карты съемочных масштабов, состав-
ляемые в связи с производственным освоением природной среды, бази-
руются на общем мерзлотном прогнозе, который в зависимости от мас-
штаба предусматривает региональное или локальное изменение мерз-
лотных характеристик для экстремальных и среднемноголетних кли-
матических условий за счет предполагаемого изменения геолого-геогра-
фических факторов, таких как уплотнение и снятие снежного покрова,
вырубка леса, последствия пожаров и палов, наводнение и затопле-
ние территории и т. д.
Наряду с этим при общем мерзлотном прогнозе учитываются такие
изменения природной среды, которые установлены в результате изуче-
ния опыта строительства и другого освоения территории и включают
оценку теплового и механического взаимодействия различных инже-
нерных сооружений с подстилающим массивом мерзлых, промерзаю-
щих или оттаивающих пород.
На прогнозных картах отражаются следующие мерзлотные харак-
теристики:
1) среднегодовые температуры пород и амплитуды температур на
поверхности, соответствующие измененным природным условиям;
2) их значения для самого холодного и самого теплого годов за
прогнозируемый период времени;
3) типы и глубины сезонного промерзания и сезонного оттаивания
пород, соответствующие измененным природным условиям;
4) значения глубин для самого холодного и теплого годов за рас-
сматриваемый период;
5) распространение мерзлых толщ в соответствии с прогнозируе-
мым температурным режимом пород;
6) новообразования многолетнемерзлых толщ и разобщение сезон-
номерзлого слоя от верхней поверхности мерзлой толщи в результате
региональных или локальных изменений природных условий;
7) состав и свойства мерзлых, оттаивающих и промерзающих по-
род для экстремальных климатических условий или для этапов строи-
тельства и эксплуатации сооружений;
8) характер криогенных текстур при промерзании ранее талых
пород;
9) вероятность образования и интенсивность развития криогенных
геологических процессов и явлений (пучение, термокарст, трещииообра-
зование, наледообразоваиие и др.) в связи с хозяйственным освоением
территории;
444
RfSS" —»
за™" Г^Г”" " Ю~а"”’,Г(«Ж:ЫМ" " искусстве..-
По» vi™ Д «ИОВЫ мерзлотного прото-
ные сио“воИ'«,1'м'>о?оле?„еирмые'поС°°руже”"й " отдельных зда-
|МЛ0Т“ь,е хаРактеристпки₽ iraи»? ды’ "^"'“сатаные прогноз-
для строительства, рассчитываются »™„РТ ЫХ участках- выбранных
деления в грунт, с учетом илавиоовю, п₽ ₽УЮ1С” с утетом талоны-
основания и т. д. (СНиП 11-18—76). "овер!'"°с™ " за»'-'«ы грунтов
ты последняяМмож,етТсостаевлнться3иаЧеН11Я пр“Г|,°м°й “ерзлотной кар-
нсследования. При этой необходимо "а“раВ'":'"1° “ люб0“ масштабе
мую мерзлотную обстановку’ но и трабо™” и? CHiIn?"0 прогноз"руе-
ющим видам освоения. «реоования СНиПов к соответству-
етро1тельствПаР"Хт"Рот=а” КВрТа для целей гидротехнического
выключение в свя^и г°3™ЖаТЬ возмо®дый Уровень водохранилищ и
язи с этим из дальнейшего освоения более низко оас-
и»2?ЖеННЫХ участков’ дл? которых должен быть предусмотрен перечень
м1°тптИМЫХ меропР,,ятий по их использованию до затопленияР Кро-
ме того, прогнозная карта должна отражать новые мерзлотные усло-
вия на окружающих водохранилища участках, которые установят-
ся как в связи с освоением территории, так и в связи с изменением
климата.
При составлении прогнозных карт для целей гражданского и про-
мышленного строительства городского и поселкового типов в первую
очередь выделяются наиболее пригодные территории, а затем на них
даются прогнозные мерзлотные характеристики или составляется серия
прогнозных накладок на разные варианты освоения участков.
При составлении прогнозных карт для целей линейного строитель-
ства все элементы рельефа подразделяются по степени пригодности, а
к прогнозной карте прилагается перечень мероприятий, необходимых
для достижения таких мерзлотных условий, которые удовлетворяли бы
требованиям СНиПов.
При мерзлотных исследованиях одной и тон же территории на
разных стадиях изучения от государственных мелкомасштабных съе-
мок или рекогносцировочных экспресс-исследований до разных стадий
проектирования — прогнозные мерзлотные карты составляются в по-
следовательно укрупняющихся масштабах. При этом картирование
прогнозных характеристик уточняется как на основе общего прогноза
по бопее детально выделяемым ландшафтным типам, так и на ос-
нове инженерного, для участков конкретных видов хозяйственного
освое11ия.^ крупнения масштаба исследований все большее внима-
упеляется картированию мерзлотных характеристик за счет изме-
нения техногенных факторов, за счет влияния на горные породы от-
дельных сооружений и зданий, а также благоустройства окружающей
теРР~тор1'1’‘еМенно с этим возрастает роль и значение разработки ме-
«панятий направленных на целесообразное и экономичное достижение
Запланированных на основе прогноза мерзлотных условий, на предот-
445
вращение развития нежелательных криогенных геологических процес-
сов и на ликвидацию тех неблагоприятных мерзлотных условий, кото-
рые могут возникнуть в результате несоблюдения сроков производства
работ, нарушения технологии строительства и т. д. Такие рекомендации-
даются в таблице расчета прогнозируемого влияния измененных при-
родных факторов, которая является составной частью легенды к прог-
нозной карте.
И, наконец, в зависимости от необходимости быстрой выдачи мерз-
лотного прогноза часто бывает целесообразно составление предвари-
тельной прогнозной карты в подготовительный этап проведения мерз-
лотной съемки. Уточнение и детализация прогнозной карты в этом слу-
чае может быть проведена уже в первый полевой съемочный сезон.
Составление предварительных прогнозных мерзлотных карт способству-
ет целенаправленному проведению полевых съемочных работ, по-
вышению качества составляемых карт и их экономической эффек-
тивности.
Мелкомасштабные прогнозные мерзлотные карты составляются в
основном при проведении мелкомасштабных государственных комплекс-
ных съемок (XII-8) и рекогносцировочных экспресс-исследований.
В первом случае прогнозные карты составляются с точностью, со-
ответствующей масштабу съемки, во втором являются картами ориен-
тировочного мерзлотного прогноза, так как недостаточно обоснованы
фактическим, натурным материалом. При этом в последнем случае на
ключевые участки могут составляться прогнозные карты, достаточно
обоснованные фактическим материалом.
Мелкомасштабные прогнозные мерзлотные карты могут быть ис-
пользованы в качестве опережающих при планировании перспективных
видов хозяйственного освоения территории (предварительное разме-
щение территориальных промышленных комплексов, городов и других
населенных пунктов, предварительный выбор трасс межрегиональных
и межрайонных линейных сооружений и т. д.). Мелкомасштабные прог-
нозные мерзлотные карты, составляемые на базе общего и инженерного-
региональных прогнозов, включают большой круг прогнозируемых
мерзлотных характеристик, формирующихся в результате учета влия-
ния таких возможных мероприятий, как снятие снега, сведение леса и.
напочвенной растительности, изменение условий стока поверхностных
вод, осушение участков, изменение альбедо поверхности и т. д., и таких
стихийных проявлений, как пожары, наводнение и пр. При этом такой
учет производится не только с помощью расчетов по приближенным
формулам, но и с применением АВМ и ЭВМ, в результате чего для
конкретных участков оценивается возможность возникновения неже-
лательных последствий освоения, как, например, заболачивание, тре-
щинообразование, термокарст, пучение, наледообразование и т. д., и.
разрабатываются рекомендации мероприятий по их предотвращению.
Большой материал для мерзлотного прогнозирования дает изучение
последствий производственного освоения территории и особенно учет
опыта строительства.
Мелкомасштабные прогнозные карты могут составляться в каче-
стве самостоятельных карт, завершающих серию съемочных частных и-
комплексных карт существующих условий, либо в виде серии «руба-
шек» на кальке или прозрачной пленке, накладываемых на мерзлотную-
карту существующих на период съемки условий.
В первом случае, который целесообразно применять при составле-
нии карт общего регионального прогноза, предполагаемые изменения
природных условий за счет изменения основных факторов природной
446
среды (снег, растительность согтяп u
и пр.) и рекомендуемые мероприятийпо "ппг-? П°Р°Д’ заболо”еииость
ных мерзлотных условий даются₽п ° достижению запланирован-
который удобно Bci" ™ ’ ±"” “ Карте- В° “У”'-
карт, к каждой «рубашке» соответе™™,-""" “ы““х прогнозных
нозировапия, составляется’своя конкретная Vr™^'W":HT'y м“у прог’
дуемых мероприятий. "КреТ"М легенда к таблица рекомен-
Среднемасштабные прогнозные мерзлотные карты составляются
для территории ключевых участков при мелкомасштабных мерзлотных
съемках или при самостоятельном проведении мерзлотных съемок на
допроектных стадиях (выбора участков створов для гидротехническо-
го строительства, выбора оптимального варианта стройплощадки при
промышленном и гражданском строительстве и т. д.). Такие карты дол-
жны не только детально характеризовать прогнозные мерзлотные усло-
вия каждого изучаемого участка, но и отражать специфику формиро-
вания прогнозируемого температурного режима, глубин сезонного про-
мерзания и оттаивания и других мерзлотных характеристик на таких
участках, где возможны послойная разработка грунтов в целях добы-
чи россыпных полезных ископаемых, строительство производственных,
жилых и складских помещений, планировка поверхности и благоуст-
ройство территорий, прокладка дорог и тепловых коммуникаций и т.д.
Большую роль при этом играет изучение опыта строительства и других
видов освоения территории как в процессе производства мерзлотной-
съемки, так и в результате обобщения литературных данных, использо-
вания справочных и методических пособий.
Среднемасштабные прогнозные нарты составляются па базе общ
го и инженерного мерзлотного прогнозпро.ж.,д “ДХся
ниваются конкурирующие строительные площаши Р, осн0.
различные принципы использования iмерзлых гру ° сть) раз.
ваний н определяется тенденция “”торй,.
вития мерзлотных У“°'и“ Р й У для достижения запланированного
Рекомендации мероприятий для “ m вежелательных про-
мерзлотного режима прогнозной карте, так я в виде
цессов могут даваться как мых н₽а прогнозную карту. Кроме
s-, szx-рабэт я ”с “е;
?Ч=е^^"^о„а—^ере=а—
моэрозии и “дологическое Рай°н1'р°“а“ЛЯЧНЫх видов освоения. Такое
но-инженерно-геоло одност„ д.пя Рааличн“ ой таблицей с пред-
питорий по степей Р пополняется Разверн/папПТ.1ЫМ процессом в
sss.i‘S==£s
:=-=2=ь
.. Яйвя«== —«
диализируются по определенным видам освоения территории. Основу
составления детальных прогнозных карт дает конкретный общий и ин-
женерный прогнозы, составляемые по результатам крупномасштабных
мерзлотных съемок с учетом детального изучения опыта строительства
и реального плана застройки территории. На первой из основных ста-
дий проектирования прогнозные мерзлотные карты служат обоснова-
нию выбора наиболее благоприятных вариантов размещения на участ-
ке зданий и сооружений, составлению генерального плана строитель-
ства, выбору принципа строительства для каждого планируемого зда-
ния, а также решению ряда конкретных задач проектирования.
При составлении детальных прогнозных карт основными методами
прогнозирования являются расчеты по приближенным формулам и
моделирование на АВМ и ЭВМ, лабораторное и натурное моделирова-
ние, результаты стационарных опытных площадок и детальный учет
опыта строительства и эксплуатации существующих зданий, сооруже-
ний, коммуникаций, дорог и т. д.
Вследствие того, что направленность развития мерзлотного про-
цесса может быть различной в строительный и эксплуатационный пе-
риоды, в зависимости от методов технологии строительных работ, ре-
комендуется составление раздельных прогнозных карт на каждый из
них.
Прогнозная мерзлотная карта на строительный период должна де-
тально характеризовать прежде всего слой сезонного промерзания и от-
таивания пород, так как он в той или иной степени всегда является
объектом инженерной деятельности в строительный период. Если же
прогнозируемые изменения тепло- и массообмена захватывают верх-
ние горизонты скальных и полускальных горных пород, то прогнозная
карта должна быть двухслойной и дополняться прогнозным мерзлот-
ным разрезом через основные участки строительства.
При этом большое внимание уделяется анализу существующей
трещиноватости коренных пород и характеру их криогенных текстур
(Кривоногова, 1976), а на основе этого — прогнозу изменения свойств
скальных и полускальных пород в результате промерзания или оттаи-
вания. При этом чем ответственнее запланированное сооружение, тем
более возрастает роль прогнозного мерзлотного разреза, дополняющего
прогнозную карту.
Особое внимание на прогнозной карте для этого периода уделяет-
ся показу тех прогнозируемых мерзлотных характеристик, с которыми
связаны выбор типа фундамента, приемы и методы строительства и
технология производства работ. Такими характеристиками являются
состав, строение, влажность, криогенные текстуры и свойства геолого-
генетических комплексов пород слоя сезонного промерзания и оттаи-
вания и верхнего слоя подстилающих пород, соответствующие прогно-
зируемым условиям на строительный период. В соответствии с тем или
иным изменением в этот период на строительной площадке всех фак-
торов существующих условий и с учетом влияния строящихся зданий,
сооружений, подъездных путей и т. д. прогнозируется температурный
режим пород и динамика сезонного промерзания и оттаивания.
Поэтому содержание детальных прогнозных карт определяется
отображением следующих прогнозных мерзлотно-инженерно-геологиче-
ских характеристик:
1) геолого-генетических комплексов пород сезонноталого и сезон-
номерзлого слоев, их состава, строения и свойств, соответствующих из-
мененным природным условиям, а также подстилающих мерзлых и та-
лых пород;
448
температур на3поверхности^ДИеГ°ДОВЫХ темпеРатУР пород и амплитуд
род и степени промерзания и оттаивания по-
теристикам по и До); П° осиовным классификационным харак-
। составуПГвНл°ажХти пРоме₽зания » оттаиванияпо
ПОрОд. соответствующих нм глубин мерзлых и талых
I чпиипСПпРЛГлЛЗИРУеМЫХ новообРазований мерзлоты и разобщения се-
| зонномерзлого слоя с многолетнемерзлой толщей;
)) характера проявления по площади и интенсивности развития
во времени существующих и вновь прогнозируемых криогенных геоло-
гических процессов и образований.
Одной из основных задач прогнозной карты на строительный пе-
риод является оценка динамики возникновения новых и развития су-
ществующих современных и древних криогенных геологических про-
I цессов, связанных с нарушением в результате производства строн-
| тельных работ.
Прогнозная карта составляется обычно для условий участка с ре-
комендуемым вариантом проведения строительных работ, который яв-
ляется оптимальным по мерзлотно-инженерно-геологическим условиям.
Прогнозные условия конкурирующих вариантов показываются на кар-
тах—врезках.
Картирование прогнозируемых мерзлотных условий па особо слож-
ных участках строительства ведется в несколько этапов, в соответствии
с последовательными этапами строительства и благоустройства терри-
тории. Результаты прогноза отражаются па серии карт—врезок или
серин «рубашек» к основной карте. К прогнозной карте и врезкам
прилагается таблица с указанием мероприятии для каждого у тетка
Т апстижекию в этот период наиболее благоприятных мерзлотных
вен=ж~
телып7Х-я >—» кар;=;?x;^rx^oXo™sr;
лястся по результатамй обустройства территории, где на
учетом реального ПД»"а с атмосферой оказывают суше-
изменение теплообмена горн Р Д взаимвое положение зданий н
ственное влияние копир етнь!‘ р. р тройства территории — газоны,
сооружений на участке, виды благоуетрon™ J составления прог-
тротуары, проезжие дороги, канавы и ая карта существую-
Х/ой к.;Рты на этот период период. И»»-»»
ЩИХ УСЛОВИЙ п »РОТ“°’“’“ ’природной н техногенной среды, котор
Должна содержать следующие
Прогнозная карта на
ХаРа1СХегеси^гоагенетические^комплекс^ы^та^лых^и^ые^лых^по^Д^м^^
"'“foeoLioe™
449
29 Зак. 98
3) температурный режим пород в условиях обустроенной террито-
рии и его экстремальные значения для прогнозируемого периода;
4) изменения свойств пород для экстремальных климатических
условий (на графиках или в таблице);
5) типы сезонного промерзания и оттаивания, максимальные, нор-
мативные и расчетные глубины, участки периодического новообразова-
ния и разобщения мерзлоты;
6) гидрогеологические условия с отдельной характеристикой под-
земных вод слоя сезонного промерзания и оттаивания и подстилающих
пород; возможности обводнения пород вследствие утечки промышлен-
ных вод;
7) криогенные геологические и инженерно-геологические процессы
и образования и интенсивность их развития во времени.
Содержание этой прогнозной карты отличается от подобной карты
на строительный период также и тем, что прогнозируемые мерзлотные
характеристики рассчитываются на длительный период времени в за-
висимости от вида освоения (например, на 25, 50, 100 и более лет).
В зависимости от сложности мерзлотных условий, типа и важно-
сти сооружения прогноз мерзлотных условий на разные периоды вре-
мени может даваться в виде серии «рубашек», к которым должны при-
лагаться графики изменения свойств пород, глубин многолетнего и се-
зонного промерзания и оттаивания и перечень мероприятий для дости-
жения и поддержания запланированных оптимальных мерзлотных ус-
ловий.
Таким образом, прогнозная карта на эксплуатационный период со-
держит основные сведения о геологической среде, необходимые для про-
ектирования инженерных сооружений и зданий и разработки техноло-
гии строительства и последующей эксплуатации.
На завершающей стадии проектирования (рабочие чертежи) со-
ставляются обычно прогнозные планы и профили под отдельные зда-
ния и сооружения. Они являются основным документом инженерного
мерзлотного прогноза, имеющего целью уточнение и детализацию кон-
структивных и технологических особенностей сооружения.
Прогнозные мерзлотные карты в области криолитозоны являются:
необходимой основой проведения оценочного районирования, при кото-
ром каждому участку дается суммарная оценка пригодности (благо-
приятности) для предполагаемого или запланированного вида освое-
ния. Такая оценка может даваться в баллах (по трех- пятибалль-
ной системе) или качественно (непригодные, ограниченно пригодные,
пригодные), но с обязательной расшифровкой оцениваемых условий:
в таблице.
XIII-7. УПРАВЛЕНИЕ МЕРЗЛОТНЫМ, ПРОЦЕССОМ — ОСНОВА
ОХРАНЫ ПРИРОДНОЙ СРЕДЫ ОБЛАСТИ КРИОЛИТОЗОНЫ
Задача разработки и осуществления мероприятий по охране окру-
жающей среды, рациональному ее использованию и воспроизводству
природных ресурсов была выдвинута на XXV съезде КПСС. Состав-
ной частью этой проблемы является рациональное использование гео-
логической среды. Вне области распространения многолетнемерзлых
пород геологическая среда в целом существенно менее изменчива, чем
географическая обстановка, включающая в основном комплекс поверх-
ностных условий. В области криолитозоны геологическая среда, пред-
ставленная многолетнемерзлыми горными породами, является весьма
изменчивым компонентом природы и часто с ее изменениями связаны.
450
™К?1ХДУ^ Других составля1°1ннх природного комплекса,
1 чаболочрннпгтк нТ.ельнос'гь> микрорельеф и поверхностные отложения,
। заболоченность, обводненность, испарение и т. д.
। Существенное изменение мерзлотных условий может быть связано
। с естественной эволюцией природной среды и различными проявления-
। ми стихийных процессов, таких как пожары, наводнения, землетрясе-
| ния, извержения вулканов и пр.
1 Естественная эволюция мерзлотных условий, развивающаяся за I
большие, часто геологические, отрезки времени, существенно преобра-
' зует мерзлотные условия, в том числе рельеф и развитые на поверхно-
сти отложения. Так, например, необратимое воздействие на состав по-
род и рельеф оказал процесс повторно-жильного льдообразования в
верхнечетвертичное время, затем процесс регионального развития тер-
мокарста, интенсифицировавшийся на границе плейстоцена и голоцена
ит. д. (гл. XI).
В то же время техническая и производственная деятельность лю-
дей локально или регионально может вызывать такие же катастрофи-
ческие проявления криогенных геологических процессов и в связи с
этим существенные изменения мерзлотных условий.
Процесс криогенеза, кроме изменения состава и свойств пород,
стал причиной образования новых динамичных связей между состав-
ляющими природной среды. В связи с этим в яас,0”““ "P™”„S
новлено что любое нарушение существующего равновесия ПРИРОЛ-’
“и мерзлотных условий нежелательно. Однако .широкое промыш-
ленное освоение области криолитозоны Р“а"аа,™^’“
неизбежно
ющсе тенденцию усиления темпов Раа““™’ ’ 2? „™шать уставо-
должно изменять существующие природные ело»№ юй о6.
вившееся равновесие между пРрр0’““"' ^ответствовать тем мерзлот-
стаповкой и в большинстве с^Уааа начала освоения территории,
ныч условиям, которые сушествовали д « мые нарушения мерз-
При этом самые Цшествс.шые ’а™к““Х™ «ров^льства. в то
’ 9™ °™0,BeraB
ТеЛЬНВ°еяМ'"ложность вопроса =а^“
иве
ствнГ°на Усоставляюшпе
рое обусловливает Р (Кудрявцев, Ерш . мер0„рвяткй
ffSS ““SS“’’cnTZaZ' природной °бЛаСТ" КР“'
S--Pa“lBUe положения методикиЖТр^"
Принцшшальпые по. частных, общих и „„оголет-
sSsb
29*
равлению мерзлотным процессом даются на основе мерзлотного прог-
ноза (ХШ-5, «Основы мерзлотного прогноза...», 1974). Распространение
результатов прогноза по территории производится с помощью прогноз-
ных мерзлотных карт (XI11-6), на которых выделяются строго лока-
лизованные участки со сходными результатами прогноза и приемами
направленного изменения мерзлотных условий.
Прогнозные мерзлотные карты должны отражать как положитель-
ное, так и отрицательное влияние изменения природных факторов на
формирование мерзлотной обстановки в результате освоения. Положи-
тельным можно считать такое влияние изменения составляющей при-
родной среды, которое направлено на управление мерзлотным процес-
сом по заранее намеченному плану; отрицательным — то, которое вы-
зывает развитие нежелательных геологических процессов и образова-
ний, ликвидация которых часто является длительным и дорогостоящим
мероприятием. Прогнозные карты призваны заранее показывать, на
каких участках и при каких условиях эти нежелательные процессы
будут интенсивно развиваться, и давать рекомендации такого их освое-
ния, при котором можно избежать неблагоприятных последствий.
Таким образом, в области криолитозоны прогноз мерзлотных усло-
вий является тем основным прогнозом развития природной обстановки,
на котором должны базироваться инженерно-геологические и многие
географические прогнозы, составляемые с целью охраны и рациональ-
ного использования природной среды.
ЛИТЕРАТУРА
Алисов Б. П. Климат СССР. М„ «Высшая школа», 1969.
Архангелов А. А., Шер А. В. К вопросу о возрасте многолетней мерзлоты
на Крайнем Северо-Востоке СССР. — В кн.: Вторая международная конференция по
мерзлотоведению, вып. 3. Якутск, 1973.
Атлас теплового баланса. Под ред. М. И. Будыко. Л., Гидрометеоиздат, 1963.
Бакакин В. П., Порхаев Г. В. Основные приемы водно-тепловой мелиора-
ции на больших площадях. — В кн.: Основы геокриологии, ч. II, гл. V. М., Изд-во
АН СССР, 1959.
Баранов И. Я- Геокриологическая карта масштаба 1:10 000 000. Изд. Ин-та
мерзлотоведения им. В. А. Обручева. М., «Знание», 1960.
Баранов И. Я. Принципы геокриологического (мерзлотного) районирования
области многолетнемерзлых горных пород. М., «Наука», 1965.
Баулин В. В., Белопухова Е. Б. и др. Геокриологические условия Запад-
но-Сибирской низменности. М., «Наука», 1967.
Б о н д а р и к Г. К-, Комаров И. С., Ф е р р о н с к и й В. И. Полевые методы
инженерно-геологических исследований. М., «Недра», 1967.
Будыко М. И. Тепловой баланс земной поверхности. Л., Гидрометеоиздат,
1956.
Вангенгейм Э. А. Палеонтологическое обоснование стратиграфии антропоге-
новых отложений. — Тр. ГИН АН СССР. Вып. 48. М., Изд-во АН СССР, 1961.
Величко А. А. Природный процесс в плейстоцене. М„ «Наука», 1973.
Воейков А. И. Кругооборот тепла в оболочке земного шара. — Сб. статей по
физике памяти проф. Ф. Ф. Петрушевского. СПб., 1904. /w'n тел
Войтковский К- Ф- Механические свойства льда. М., Изд-во АН СССР, 19ои.
Втюрин Б. И, Подземные льды СССР. М., «Наука», 1975.
ВттотППГТэГ И., В тюрина Е. А. Льдообразование в горных породах. М.,
«Наука» 1970
Втюрина Е. А. Криогенное строение пород сезонно-протаивающего слоя. М.,
«Наука* 1974
Вялов С, С., Г м о ш и и с к и й В. Г. и др. Прочность и ползучесть мерзлых
раждений. М., Изд-во АН СССР, 1962.
а Г. И., П о л т е в Н. Ф. Закономерности фор-
глубины сезонного протаивания пород в нижнем
исследования, вып. XII. М., Изд-во МГУ, 1972.
452
грунтов и расчеты льдогрунтовых ог|
Гарагуля Л. С., Гордеев.
жирования температурного режима и
течении Енисея. — В сб.: Мерзлотные
ва Л- Н. Влияние ге^кЛУлРяп«евВ А к«
f ?::.,;r.Vc₽T“ « ».te s- *•
"т“ всИ’,к’”"*
" ilxjre'""t,.?ien'"""“>: '1M“ *"Эр«™ города!’ “'ГТ и" “°Р““Ы"“ «ре»™
мепереных грунтах е иоаекуляТо™:' ""I"'" ’“"'P’W аамерза,,,, воды ,
д”“о V”' М- '’и »» МГУ 1™ * В с6-: М'Рчо™»’
реходы и итиГ^фито “ "РУ«ПР>. фазо.ые по
Л°™д «и. яХ*£иДп“ ма™ w-в '“• ”»»»
частно в воде — В Мег>?тп™Та'1ЬНОЙ СЯОРОСТИ испарения суспеюив глинистых
Достовалов В н л Л . "еиедоеавяя. выл. xfn. М, Изд-во МГУ. 1973.
щихся пои смачивании ппппй олплексс полиморфных анизотропных слоев, образую-
щий". bW“ поверхностей.-В сб.; Мерзлотные и^до-
МГУ^1967Т°ВаЛ°В Б’ Н’ Кудрявцев В. А. Общее мерзлотоведение. М., Изд-во
Ершов Э Д. Приближенная количественная оценка влияния различных факто-
ров природной обстановки на температурный режим пород. — В сб.: Мерзлотные ис-
следования, вып. XI. М., Изд-во МГУ, 1971.
Ершов Э. Д., Ч ев ер ев В. Г. Методические указания по полевому и лабо-
раторному определению параметров процесса влагопереноса в дисперсных грунтах.
Ершов Э. Д., Ч е в е р е в В. Г., Лебеденко Ю. П. Экспериментальное ис-
следование миграции влаги и льдовыделениё в мерзлой зоне оттаивающих грунтов.—
«Вести. Моск, ун-та, сер. геология.», 1976, № 1.
Ефимов А. И. Незамерзающий пресный источник Улахан-тарын в Центральной
Якутии. — Сб. Исследование вечной мерзлоты в Якутской республике, вып. 3. М.,
Изд-во АН СССР, 1952.
Ефимова Н. А. К методике расчета месячных сумм эффективного нхтуче-
ния,—«Метеорология и гидрология», 1961, № 10.
Жесткова Т. Н. Криогенные текстуры и льдообразование в рыхлых отложе-
"“’ж^ГиТв’а'тЩ Медведей А. В., Me ла иед В. Г. Результаты сопостав-
ления лабораторного и математического моделирования процесса льдонакоплення в
JpZpSoX.тмодиеперсиых груитах.-В св.: Мерзлотные иссаедоваши. вып. XV.
М" ИЖа"а"?; Га. Причины и иехаииз» развита, солифлюидии. Я. .Наухах.
‘“'з aS цен И К., Толстихин И. И. Оенова структурно-гадрог«.топ«с„го
'959 И.аио. Н. С. Теплообые,пород.
Иванов Н. С., 1 а ври.1
«•SSkiTno
„ерио^олог^кои ^и ^^ , ,«.«р.«.-«.тое«з
С^ро-Вос^з СССР -
Тр. ВНаии\Pj’itT'TСтихии. М. М. Толстихин Н. И. Гидрата
гни МТ^П«Х^с«лоноиые процессы Я ечро.ыа
н Согеииое строение отлокеи.» ''
уеаоиЙ^ГЯ^»™" ««““ Х' '
Каплина Т. Н„ Романовский Н. Н. О псевдоморфозах по полнгонально-
МГУН?96О ЛЬДУ' —В К" : Перигляциальные явления на территории СССР. М., Изд-во
Катасонов Е. М. Криогенные текстуры, ледяные и земляные жилы как ге-
нетические признаки многолетнемерзлых четвертичных отложений.— В кн.: Вопросы
криологии при изучении четвертичных отложений. М., Изд-во АН СССР, 1962.
Катасонов Е. М. Мерзлотно-фациальные исследования многолетнемерзлых
толщ и вопросы палеогеографии четвертичного периода Сибири.— В. сб.: Основные
проблемы изучения четвертичного периода. М., «Наука», 1965.
Катасонов Е. М. Закономерности развития криогенных явлений. — В кн.:
Актуальные проблемы советской географической науки. М„ «Наука», 1972.
К а чур ин С. П. Вечная мерзлота на Крайнем Северо-Востоке СССР. — Тр
Ин-та мерзлотов., т. 7, 1950.
Качурин С. П. Термокарст на территории СССР. М., Изд-во АН СССР, 1961.
Кинд Н. А. Геохронология позднего антропогена по изотопным данным. М
«Наука», 1974. ’
Коломенский Н. В. Общая методика инженерно-геологических исследова-
ний. М., «Недра», 1968.
Колосков П. И. К вопросу о происхождении грунтового льда.—Изв. АН СССР
сер. геогр. и геофиз., 1946, т. X, № 6.
1^56 К ° н д р а ть е в К. Я. Лучистый теплообмен в атмосфере. Л., Гидрометеоиздат,
Ко нище в В. Н„ Маслов А. Д. Механизм роста сингенетических полигональ-
но-жильных льдов.—«Вести. Моск, ун-та, сер. геогр.», 1968, № 4.
Конищев В. Н. Криогенное выветривание.—11 Междунар. конф, по мерзлото-
ведению. Доклады и сообщения, вып. 3. Якутск, 1973.
Кононова Р. С., Не из вести о в Я. В., Толстихин Н. И., Толсти-
хин О. Н. Криопэги — отрицательнотемпературные воды Земли. — В сб.: Мерзлотные
исследования, вып. XI. М„ Изд-во МГУ, 1971.
Константинов А. Р. Испарение в природе. Л., Гидрометеоиздат, 1968.
Косолапов А. И. Геохимические исследования природных вод и газов Запад-
ной Якутии. М., Изд-во АН СССР, 1963.
Кудрявцев В. А. О динамике вечной мерзлоты. — Тр. Ин-та мерзлотов.
АН СССР, 1953, т. XII.
Кудрявцев В. А. Температура верхних горизонтов вечномерзлой зоны в пре-
делах СССР. М., Изд-во АН СССР, 1954.
Кудрявцев В. А. (1). Классификация типов сезонного промерзания и оттаи-
вания грунтов. — В сб.: Вопр. физич. геогр. полярных стран, вып. 2 (ротапринт). М.,
Изд. геогр. ф-та МГУ, 1959.
Кудрявцев В. А. (2). О сезонном промерзании и оттаивании почвы.— В кн.:
Материалы по общему мерзлотоведению. VII Междуведомственное совещание по мерз-
лотоведению. М., Изд-во АН СССР, 1959.
Кудрявцев В. А. (3). О термокарсте. — В сб.: Вопросы физической географии
полярных стран, вып. 1. Изд. геогр. ф-та МГУ, 1959.
Кудрявцев В. А. (1). Значение мерзлотно-температурной зональности в обра-
зовании сингенетических мерзлых толщ со слоистой криогенной текстурой. — В сб.:
Мерзлотные исследования, вып. I. М., Изд-во МГУ, 1961.
Кудрявцев В. А. (2). Мерзлотная съемка как основной вид мерзлотных ис-
следований.— В сб.: Мерзлотные исследования, вып. I. М., Изд-во МГУ, 1961.
Кудрявцев В. А. Географические широтные и высотные зональности годовых
теплооборотов горных пород. — В сб.: Мерзлотные исследования, вып. VI. М., Изд-во
МГУ, 1965.
Кудрявцев В. А., Гарагуля Л. С., Кондратьева К. А. и др. Ланд-
шафтно-ключевой метод — основа мерзлотной и инженерно-геологической съемки.—
В сб.: Мерзлотные исследования, вып. XIII. М., Изд-во МГУ, 1973.
Кудрявцев В. А., Кондратьева К- А., Чижов А. Б. О кондицион-
ности мелкомасштабных мерзлотно-гидрогеологических съемок.—В сб.: Мерзлотные
исследования, вып. VIII. М., Изд-во МГУ, 1967.
Кудрявцев В. А., Максимова Л. Н. О мерзлотном прогнозе и о крупно-
масштабных прогнозных мерзлотных картах. — В сб.: Мерзлотные исследования,
вып. XV. М„ Изд-во МГУ, 1976.
Кудрявцев В. А., Меламед В. Г. (1). Решение задачи о температурном
режиме в среде с периодически изменяющимся фазовым состоянием. — Изв. АН СССР,
сер. геофиз., 1960, № 6. ,
Кудрявцев В. А., Меламед В. Г. (2). Численный подсчет теплооборотов
в средах с фазовыми переходами, как критерий определения температурной сдвиж-
ки.— Изв. АН СССР, сер. геофиз., 1960, № 12.
Кудрявцев В. А., Ершов Э. Д. Принципы управления мерзлотным процес-
сом.—В сб.: Мерзлотные исследования, вып. IX. М„ Изд-во МГУ, 1969.
454
™'Р™ыа структур
«p»S’ S5«'»V’®'rTSr-' -Сб"’
»”c р’сГм’Ч »• “S"SSas- i «- ™™- ,93,.
т Л У к а я a о , JЛг Иг’«-“ АН СССР19' 7 ““ в связи с землеле-
Тра"л ыТоТГв9?- °Л0ВК0 М- Д- Расчет глУб«™ промерзания грунтов. М„
1956 Лыков А В тГ " МаСС0°бМеН “ ПР°ЦеССах сушки‘ М- Госэнергонздат.
?аппнпН\“ИмВ Ф°РмиР°ванни сннгенетических^Рп™11 д,шамик" сезонного протаивания
тапринт). М„ 1970. "«генетических ледяных жил.-Тр. ПНИИИС, т. И (ро-
«еткческ»х‘«ер'э°ш ио средксгодоерй температуры сяпге-
ния и льдистости . осадков. Л "2. ’bSSS=! ".° "ЯЖУ!""" строе-
палеогеографии. М., «Наука», 1973 1 алеокР"ологня в четвертичной стратиграфии и
Максимова Л. Н 'Гап’яг»». п г о
элементов на формирование томпопа!™»»/1’ °лияние отдельных климатических
их изучению при мелкпмягштан™лТУРН0Г0 Режи”а торных пород и требования к
вып. IX. м. Из!Рво МГУ 1969 ° СЪеМКе' ~ В МеРЗЛ0ТНЫе исследования.
1967 МЭРК°В К’ Величко А. А. Четвертичный период, т. III. М., «Наука»,
ij„„.,f?,a Р к 0 в К- К. Стратиграфия отложений и хронология плейстоцена. — В кн.:
•новейшая тектоника, новейшие отложения и человек. Вып. 1. М., Изд-во МГУ, 1969.
Марков К. К., Величко А. Н., Лазуков Г. И., Николаев В. А. Плей-
стоцен. М., «Высшая школа», 1968.
Мартынов Г. А. Тепло- и влагопередача в промерзающих и протаивающих
1959ТаХ °С,,0ВЫ геокРиологин (мерзлотоведения), ч. 1, гл. VI. М., Изд-во АН СССР,
Меламед В. Г. Решение задачи Стефана (в случае второй краевой задачи). —
«Вести. Моск, ун-та, сер. матем.», 1959, № 1.
Меламед В. Г. О численном интегрировании классической задачи Стефана
при учете фазовых переходов в спектре температур. «Изв. АН СССР, сер. геофиз.»,
1963, № 2.
Меламед В. Г., Медведев А. В. Автомодельное решение задачи о промерза-
нии тонкоднсперсных пород с учетом пучения и льдообразования на поверхности грун-
та.— В сб.: Мерзлотные исследования, вып. XIII. М., Изд-во МГУ, 1973.
Меламед В. Г., Медведев А. В. Об оптимальных условиях сегрегацион-
ного льдообразования в тонкодисперсных горных породах. —В сб.: Мерзлотные ис-
следования, вып. XIV. М., Изд-во МГУ, 1974.
Мельников П. И. Мерзлотно-геологические условия возведения гражданских
и промышленных зданий на территории Центральной Якутии и опыт строительства.
М" ИМел°ьниKo"f Е ’С95Метод ключевых участков в инженерно-геологической съем-
«.-В сб методы важеаерао-геоаотвческого нзучеа».
pita» Запади)!С1.6нр« па осао.е аа.Ашафтпой «шнааци. Тр. ВСЕГИНГЕО. М,
19?3 Мерзлотные аселедоваакя. Сборники статей. Выпуск» 1-XV1L М. Иэд.» МГУ
‘^‘"ме^тмвка комплексно^ мерзлотафгнд^огемогическо^ а дВажеяерно-геологнческой
съеики ‘а'май»ат»ческ»« климатология » астрономическая теория
Й"“"’?=‘,₽И. “Tta«’ptaux д™ГГ»ко®о«ер«ос™ « Р«"Р“^””“-
М, «Наука*. 196J. Тютюнов И. А. Физико-химические процессы »»<§£“
?,'ГмХ ™ XX. »“» гр™’“'сб-3-
®'н' колаее Н. И. Неот»™ак. к ее выражение • структур. » Р"М» ^Р-
всегеи- “ “р-
Т. 229. Л.. 1974.
455
Основы геокриологии (мерзлотоведения), ч. I и II. М., Изд-во АН СССР, 1959
Основы мерзлотного прогноза при инженерно-геологических исследованиях М
Изд-во МГУ, 1974.
Охотвн В. В. Физические и механические свойства грунтов в зависимости от
их минералогического состава и степени дисперсности. М., Гушоссдор, 1937.
Павлов А. В. Теплообмен почвы с атмосферой в северных и умеренных широ-
тах территории СССР. Якутск, 1975.
Пернгляциальные явления на территории СССР. Сборник статей. Изд-во МГУ
Пикулевнч Л. Д. О стадийности процессов промерзания и изменения влаж-
ности в сезоннопромерзающнх грунтах. — В сб.: Мерзлотные исследования вып 111
М„ Изд-во МГУ, 1963.
Подземный лед. Сборники статей. Выпуски: I — 1965, II — 1965, III __ iqrt
М., Изд-во МГУ.
Полевые геокриологические (мерзлотные) исследования. Методическое руковод-
ство. М., Изд-во АН СССР, 1961.
Пол те в Н. Ф. Основы мерзлотной съемки. М., Изд-во МГУ, 1963.
Полтев Н. Ф. Гранулометрический и микроагрегатный состав грунтов слоя
сезонного оттаивания и их плывунность.— В сб.: Мерзлотные исследования, вып III
М„ Изд-во МГУ, 1963. ’ ’
Полтев Н. Ф. Изменение гранулометрического состава песчаных грунтов при
воздействии на них электролитов и процесса замерзания — оттаивания. — В сб.: Мерз-
лотные исследования, вып. VI. М., Изд-во МГУ, 1966.
Полтев Н. Ф. Гранулометрический и микроагрегатный состав дисперсных по-
род Севера. — В сб.: Мерзлотные исследования, вып. XVI. М., Изд-во МГУ, 1977.
Пономарев В. М. Формирование подземных вод по побережью северных мо-
рей в зоне вечной мерзлоты. М., Изд-во АН СССР, 1950.
Попов А. И. Морозобойные трещины и проблемы ископаемых льдов. — Тр.
Ин-та мерзлотов. АН СССР, 1952, т. IX.
Попов А. И. (1). Вечная мерзлота в Западной Сибири. М., Изд-во АН СССР,
1953.
Попов А. И. (2). Особенности литогенеза аллювиальных равнин в условиях
сурового климата. — «Изв. АН СССР, сер. геогр.», 1953, № 2.
Попов А. И. Происхождение и развитие мощного ископаемого льда. — Мат-лы
к основ, учен, о мерзл, зонах земн. коры, вып. 2. М., Изд-во АН СССР, 1955.
Попов А. И. История вечной мерзлоты СССР в четвертичный период.—«Вести.
Моск, ун-та, сер. биол., почвовед., геол, и геогр.», 1957, № 3.
Попов А. И. Полярный покровный комплекс. — В кн.: Вопр. физич. геогр. по-
лярных стран, вып. 1. М., Изд. геогр. ф-та МГУ, 1958.
Попов А. И. Мерзлотные явления в земной коре (криолитология). М„ Изд-во
МГУ, 1967.
Порхаев Г. В. Процессы переноса в водонасыщенных грунтах, граничащих с
мерзлыми. — В кн.: Теплофизика промерзающих и протаивающих грунтов, гл. 1. М.,
«Наука», 1964.
Приклонский В. А. Грунтоведение, ч. I. М., Госгеолтехиздат, 1955.
Пузаков Н. А. Водно-тепловой режим земляного полотна автомобильных до-
рог. М., Автотрансиздат, 1960.
Пчелинцев А. М. Строение и физико-механические свойства мерзлых грун-i
тов. М., «Наука», 1964.
Пьявченко К. И. Бугристые торфяники. М., Изд-во АН СССР, 1955.
Равский Э. И. Осадконакопление и климат Центральной Азии в антропогене.
М., «Наука», 1972.
Редозубов Д. В. Терморазведка на мерзлоту. — В сб.: Вопр. физ. геогр. по-
лярных стран, вып. 2. М., Изд. геогр. ф-та МГУ, 1959.
Роде А. А. Почвенная влага. М., Изд-во АН СССР, 1952.
Романовский Н. Н. Эрозионно-термокарстовые котловины на севере при-
морских низменностей Якутии и Новосибирских островах. — В кн.: Мерзлотные иссле-
дования. Вып. I. М., Изд-во МГУ, 1961.
Романовский Н. Н. О температурном режиме мерзлых толщ небольшой
мощности, подстилаемых водоносными слоями.— «Вести. Моск, ун-та, сер. геол.»,
1965, № 3.
Романовский Н. Н. Основные типы полигоналыю-жильных образовании, их
характерные черты и условия развития. — «Вести. Моск, ун-та, сер. геол.», 1972, 9
Р г. w я и л и с к и i Н Н Влияние новейших тектонических движений на форми-
роваиие^ криолизозоны. — В кн.: Вторая международная конференция по мерзлото-
“^Х'мВ^^о3всЯкКЛСКН19Н3 О геологической деятельности наледей.-В кн.: Мерз-
лотные исследования, вып. XIII. М, Изд-во МГУ. 1973.
456
"Чь Зя?
геологическая “ С к " й Н. Н„ А ф а „ , Р сильных структур. Ново-
nZ&SCS®”™1s:WJtes
I у ?."':™й “у-и Bn7;6M“v™' “р- ™“°’?№7"» j”™""'"»
м- Г “ вор».
"°"°С^’ге’Дв"°ЕЛмС“?Р,®₽“ Ра"“Р“ 3"""Р”""0 " тар.™
™-В Т' пР''»™.™ыв
г™. ПР°6лс»“ "к»е«ердо-геолоптос.п?»Р..пР Западю-С,пли.
Современные вопросы пегиояялмтя . К картирования. М.. Изд-во МГУ, 1975.
»ня).^борннк статей. М., Ы<НауГкаО>На?9Ь6Н4°Й " "НЖе“Р"0Й геокриологии ’(мерзлотоведе:
^оловьев^П^АУ^риолэтозоня^гРп011' г1” Г,|ДРо”етеоизДат, 1975.
М., Изд-во АН СССР, 1959? °На северной части Лено-Амгинского междуречья,
ценовых отложеннях^СмейГякутии — пПСЛолДго,р,льн°-жильного льда в пленсто-
М., Изд-во МГУ, 1974. Р Якутии. В сб.. Проблемы криолитологии, вып. IV.
1968—Г9Р7а0°ЧНИК "° КЛ"МаТУ СССР’ Ч- L Радиация’ Вып- ‘-34- Л- Гидрометеоиздат,
CTvm“™«“m m°PrU “ "Равнла- СНиП П-18-76. Ч. II. М., Стройиздат, 1977.
сток, 1927; над. 2. МИ 1937НаЯ мерЗЛ0Та ПОЧВЫ в п₽еделах СССР. Изд. 1. Владнво-
СумгинМ, И. К теории образования многолетнемерзлых наледных бугров —
булгунняхов. —Докл. АН СССР, 1940, т. 28, № 2.
С у м г и н М. И., К а ч у р и н С. П., Толстихин Н. И., Т у м е л ь В. Ф. Общее
мерзлотоведение. М.-Л., Изд-во АН СССР, 1940.
С у х о д р о в с к и й В. Л. Рельефообразование в пернгляциальных условиях (на
примере Земли Франца-Иосифа). М., «Наука», 1976.
Теплофизика промерзающих и протаивающих грунтов. М., «Наука», 1964.
Тихонов А. Н., Самарский А. А. Уравнения математической физики. М.,
«Наука», 1966.
Толстихин Н. И. Подземные воды мерзлой зоны литосферы. М.—Л., Госгеол-
издат, 1941; Л., Госгеолтехиздат, 1951^-*
Толстихин О. Н. О гидрогеологическом районировании территории развития
криолитозоны.—В кн.: Проблемы геокриологии. Новосибирск, «Наука», 1973.
Толстихин О. Н. Наледи и подземные воды Северо-Востока СССР. Ново-
сибирск, ^HajK мерЗЛОТНОд съемке. — «Изв. АН СССР, сер. геогр. и геофиз.»,
1945,Тум'ель 2В. Ф. Карта распространения вечной мерзлоты в СССР. —В кн.:
Мерзлотоведение. М„ Изд-во АН СССР, 1946, т. 1. вып. 1.
Р Т ю р к Л Баланс почвенной влаги. М., Гидрометеоиздат, 1958.
Тютюнов И. А. Процессы изменения и преобразования почв и горных пород
при отрицательной температуре. М., Изд-во АН СССР. I960.
Р Т ю т ю н о в И. А. Введение в теорию формирования мерзлых пород. М.. Изд во
АН Сф»т»'еТс. М. ГВДогеич>и»ч«К1« особ»»»"" кр»»ге».ой О&..™ СССР,
м.. <н.ум». 19» м Д,„„ов, н. с. Шепелева Н. С. Гевкрволоптоое
условк» СР_“»'*Д““ » упруг"» г»»’™ «Р"О«»»»Х поры- м- ,Н“
, н А Мехвввкв »ер»ых грунтов. М.. «Высш.» »"«»>. |971
И А Опрелелепве грлввцн члменепв» вгрвгЮТ соетоллвв »Р" «л»
АИ СССР Ота- м,к-” в7
ра», 1976.
Чижов А. Б. Некоторые вопросы теплового взаимодействия подземных вод и
многолетнемерзлых пород. — В сб.: Мерзлотные исследования, вып. IV. М„ Изд-во
МГУ. 1964.
Чижов А. Б. Роль конвективного теплопереноса инфильтрующимися атмосфер-
ными осадками в формировании мерзлотно-гидрогеологических условий. — В сб.: Мерз-
лотные исследования, вып. V. М„ Изд-во МГУ, 1966.
Шарбатаян А. А. К истории развития многолетнемерзлых пород (на приме-
ре севера Западно-Сибирской низменности). — Тр. Ин-та мерзлотов. АН СССР, т. XIX.
М„ Изд-во АН СССР, 1962.
Швецов П. Ф. Подземные воды Верхояно-Колымской горноскладчатой области
и особенности их проявления, связанные с низкотемпературной вечной мерзлотой. М.,
Изд-во АН СССР, 1951.
Швецов П. Ф. О принципах районирования многолетней криолнтозоны. —
Мат-лы к основам учения о мерзлых зонах земной коры, вып. III. М., Изд-во АН
СССР, 1956.
Швецов П. Ф. и Мейстер Л. А. О дождевально-инфильтрационном способе
искусственного протаивания россыпей. — «Изв. АН СССР, сер. геогр.», 1956, № 6.
Швецов П. Ф. и Седов В. П. Гигантские наледи и подземные воды хребта
Тасхаяхтах. М.—Л., Изд-во АН СССР, 1941.
Шнитников А. В. Изменчивость общей увлажненности материков северного
полушария. — Зап. геогр. о-ва СССР, т. 16, новая серия. М.—Л., 1957.
у м с к и й П. -Д. Основы структурного льдовыделення. М., Изд-во АН СССР,
1955.
Шумский П. А. Очерк истории исследования подземных льдов. Якутск, 1959.
Ш у ш е р и н а Е. П., Р а ч е в с к и й Б. С. и др. Исследование температурных де-
формаций мерзлых горных пород. — В сб.: Мерзлотные исследования, вып. X, XII. М.,
Изд-во МГУ, 1970, 1972.
Шушерина Е. П. и др. Исследование температурных деформаций мерзлых
дисперсных пород в зависимости от состава и температуры. — В сб.: Мерзлотные ис-
следования, вып. XIII. М„ Изд-во МГУ, 1973.
Шушерина Е. П., Зайцев В. Н. Температурные деформации многолетне-
мерзлых дисперсных пород н повторно-жильных льдов.— В сб.: Мерзлотные исследо-
вания, вып. XV. М.. Изд-во МГУ, 1976.
Яновский В. К. Методы исследования вечной мерзлоты в инженерно-строи-
тельных целях. М., Изд-во АН СССР, 1951.
В е г g Т. Е., В 1 а с k R. F. Preliminary measurements of growth of nonsorted
poligons Victoria Land., Antarctica. — Antarctic Res. Ser., 8, 1966.
Dobrowolski A. B. Histoja naturalna lodu. Warszawa, 1923.
Jahn A. Problems of the periglacial zone. Warszawa, 1975.
Washburn A. L. Pereglacal prosesses and enviriments. London, 1973.
ОГЛАВЛЕНИЕ
Глава I
Введение
1-2 Местоем₽п,бпТГ° меРзлотоведения (геокриологии) . . .
1 s. о крХ™;13”'"™ «р"™“ » к ,ip««
Глава II
Распространение и морфология криолитозоны
тт о ЦодРазделенне мерзлых пород по продолжительности их существования . 13
11-2. Глубина и сплошность промерзания пород по вертикали....................13
II-3. Распространение мерзлых пород по площади...............................15
П-4. Южная и высотная границы распространения мерзлых толщ .... 17
11-5. Географическое распространение мерзлых пород в СССР и на земном шаре 18
Глава III
Термодинамические условия развития мерзлых пород
Ш-1. Предварительные замечания..............................................*9
П1-2. Источники энергии, определяющие тепловое состояние Земли, и их отно-
сительное значение .......................................................
II1-3. Основные понятия и принципы термодинамики...........................
1II-4. Излучение, поглощение и отражение лучистой энергии..................
111-5. Энергетический (тепловой) баланс Земли ..........
1II-6. Изменение прихода и расхода энергии в тепловом балансе Земли и их
влияние на климат ........................................................
111-7. Региональные н локальные тепловые балансы . . . . • •
111-8. Температурное поле горных пород и его характеристика. Теплообмен и
теплообороты .............................................................
Глава IV
Тепло- и массообмен в промерзающих и протаивающих горных породах
“s==s5S^-
lV.S. Формулировка З.МЧ» = пр»».рз=»«» »
gist * ча
54
55
58
459
1. Постановка задачи о промерзании (протаивании) однородного грунта
с образованием границы раздела фаз (задача Стефана) .... 59
2. Постановка задачи о промерзании и протаивании пород в спектре тем-
ператур (с образованием зоны промерзания) ............................. 61
1V-7. Краткий обзор частных решений задачи Стефана.............................63
IV-8. Решение классической задачи Стефана......................................65
1V-9. Формула Стефана для определения глубины сезонного и многолетнего
промерзания (протаивания) пород ........................................ 67
IV-10. Определение глубин сезонного и многолетнего промерзания (протаивания)
пород по методу Л. С. Лейбензона.........................................68
1V-11. Формула В. С. Лукьянова и М. Д. Головко для определения глубин се-
зонного промерзания (протаивания) пород ...................................... 69
* IV-12. Приближенные формулы В. А. Кудрявцева для определения теплооборо-
тов и глубин сезонного промерзания (протаивания) пород .......................... 71
1. Случай равных теплофизических характеристик пород в талом и мерз-
лом состояниях..........................................................78
2. Случай различных теплофизическнх характеристик пород в талом и
мерзлом состояниях......................................................76
IV-13. О природе асимметрии огибающих колебания температуры в породах и
ее учете при определении глубин сезонного и многолетнего промерзания
(оттаивания) ................................................................. 79
IV-14. О глубинах распространения годовых колебаний температур в массиве
горных пород .................................................................. 82
IV-15. Приближенные формулы для расчета теплооборотов и глубин при много-
летнем промерзании пород.....................................’..................83
IV-16. Теплообороты в горных породах и радиационный баланс земной поверх-
ности ..........................................................................86
IV-17. Решение задачи о промерзании и протаивании пород в спектре темпера-
тур ......................................................................89
IV-18. Количественное исследование процессов тепло- и влагообмена при про-
мерзании дисперсных влажных пород......................................93
IV-19. Методы решения задачи Стефана и исследование процессов тепло- и мас-
сообмена при промерзании горных пород с помощью ЭВМ..........100»
Глава V
Физические, физико-химические и механические процессы
в замерзающих, мерзлых и оттаивающих грунтах
V-1. Состояние, проблемы, важнейшие задачи.................................
V-2. Вода, в талых и мерзлых породах. Пути и особенности изучения ее струк-
туры, фазовых переходов и свойств .........................................
V -3. Строение молекулы воды (Н2О).......................................
V -4. Тепловое движение молекулы Н2О и представления о структуре льда и
воды.......................................................................
V -5. Определенность структуры льда и неопределенность структуры воды. О мо-
делях структуры воды.......................................................
V -6. Изменения структуры льда при нагревании. Условия его устойчивости и
плавления .................................................................
V -7. Переход от структуры льда к структуре воды. Устойчивая и равновесная
модель структуры воды......................................................
V -8. Структура, фазовые переходы и изменения свойств свободной воды. Мета-
стабильные состояния. Опыты................................................
V -9. Структурные и молекулярно-кинетические признаки жидкого состояния воды
и ее фазовых переходов.....................................................
V -10. Дальность действия поверхностных и молекулярных сил и взаимодействие
структур. Предварительные замечания..................................
V -11. Взаимодействие воды с гидрофильными и гидрофобными поверхностями
твердых тел...................................................
' .-12. Фазовые переходы связанной воды...................................
\ -13. Классификация капилляров и пор в зависимости от их диаметра н даль-
ности действия поверхностных сил ..........................................
V -14 Испарение и конденсация влаги в талых и мерзлых породах .
V -I5. «Аномальная» скорость испарения суспензий глинистых частиц в воде .
V -16. Влияние растворенных ионов на структуры и фазовые переходы воды в
дисперсных талых и мерзлых грунтах.........................................
V -17. Перенос вещества в дисперсных породах. Общие замечания ....
V-18. Миграция воды и выделение льда в замерзающих, мерзлых и оттаиваю-
щих грунтах ...............................................................
106
106
107
107
109
ИЗ
116
118
118
120
123
126
127
128
130
131
132
460
Электрокинетические „„„
M,rpai“"™
v-«. sx.c„ 17""рад"™'>. •» «фор»» .raPHUX
V-25 S' огра11|,ченном 1оризон?ппУип-'х 11 диагс"етическнх напряжений в мае
?Й““НИС nM1,ro"S'« " ce^ плоскостями
V-26. Реолпг,. масс|,ва* пород . . Р Щ,Ш н параллелепипедальных отдель-
v-27. Физические "и ПмемническнеИСсво’НЫХ мерзлых породах . i ’ ’
V-28 Тем6431""1 ’ • ТВЭ Ме₽ЗЛЫХ ПОРОХ Предварительные
vsSB™'^"“p“»^'p'"“<”p3““nopo’ :
у-31. Упругие своЕJ Дисперсных П°Р°Д...... i
'U. Электрические свойства ’........................
136
138
139
140
146
148
151
155
158
159
162
165
172
179
Глава VI
Сезонное промерзание н протаивание горных пород
1 породЫСИ11е Терминов *сезо1|ное промерзание» и «сезонное протаивание»
V1 2‘ поТод °DKa ПОпроса об изУчении сезонного ’промерзания и протаивания
VI д 5лаасиФикация типов сезонного промерзания и протаивания пород .
-9. особенности состава и криогенного строения слоев сезонного промерза-
ния и протаивания .... .................................................
VI-5. Влияние различных природных факторов на сезонное промерзание и про-
таивание пород через основные классификационные признаки ....
1. Зависимость глубин сезонного промерзания и протаивания пород от
состава пород, их влажности и теплофизнческнх характеристик .
2. Влияние снежного покрова на глубину сезонного промерзания и про-
таивания пород .....................................................
3. Влияние растительного покрова на глубину сезонного промерзания а
протаивания пород ..................................................
4. Влияние водного покрова на температурный режим донных пород и на
их сезонное промерзание и протаивание ..............................
5. Зависимость глубин сезонного промерзания и протаивания пород от
рельефа и экспозиции склонов ....................... . .............
6. Влияние заболоченности местности на температурный режим пород и
185
1«7
189
193
199
199
202
210
214
216
219
220
222
224
229
их сезонное промерзание и протаивание ............................
7. Влияние инфильтрации теплых летних осадков и конвекции воздуха на
глубину сезонного промерзания и протаивания пород ....
8. Влияние производственной деятельности человека на динамику глубин
сезонного промерзания и протаивания пород ...........................
VI-6. Потенциальное сезонное промерзание и протаивание горных пород. .
V1-7 Широтная и высотная зональности сезонного промерзания и протаивания
породу................................................
Глава VII
Криогенные (мертвые) геологические процессы к ««..
Ж: ™ »>““•“ “”й;;
VI1-3. Бугры ^учения . • • X. .................
Ж Ега«.ль»«-«"ль..»е стр^р»: о^ра.уюшеся но основе морозов-
’ ного растрескивания...................................... . . . .
1 Изначально-грунтовые жилы........................... . . .
о'. Повторно-жильные льды........................
2 Ш-
3. Первично-песчаные жилы................................
4- Псевдоморфозы по повторно-жильным льдам...............
VII R п Нелнкты песчано-ледяных жил............................
Пятна-медальоны н мелкополигональные структурные формы .
кН'о •М,иогенн“е склоновые процессы . . ................
' П-8. Термокарст..............................................
VII-9. Термоабразня и термоэрозня..............................
263
265
268
268
270
274
281
Глава VIII
Формирование и развитие многолетнемерзлых толщ горных пород
VI1I-1. Основные положения теории развития мерзлых толщ горных пород 283
1. Краткий очерк развития представлений о генезисе мерзлых толщ до
1950 г...........................................................283
2. Основные исходные положения современной теории развития мерзлых
толщ................................................................285
3. Современная теория развития многолетнемерзлых толщ .... 287
VIП-2. Влияние верхних граничных условий на формирование мерзлых толщ ч
их температурный режим............................................. 289
1. Связь развития многолетнемерзлых толщ с колебательным характером
теплообмена на поверхности земли....................................289
2. Изменения характера температурной кривой с глубиной при наложе-
нии колебаний температуры с различными периодами (Т,) на поверх-
ности земли ..."....................................................292
3. Влияние наложения колебаний температуры на поверхности с различ-
ными периодами (7\) на мощности мерзлых толщ.......................292
4. Зависимости температурного режима и мощности многолетнемерзлых
толщ от амплитуды многолетних колебаний температуры на поверх-
ности и от средней температуры пород................................293
VIII-3. Влияние нижних граничных условий на развитие мерзлых толщ . 295
VIII-4. Влияние литологических особенностей и влажности (льдистости) пород
на мощность мерзлых толщ.............................................296
VII1-5. Влияние подземных вод на формирование мощности многолетнемерзлых
толщ..................................................................299
VIII-6. Влияние процессов аккумуляции осадков, литогенеза, денудации, эрозии
и неотектоническнх движений на развитие многолетнемерзлых толщ . 299
VIII-7. О криогенном строении многолетнемерзлых горных пород.................300
1. Основные понятия и термины.......................................300
2. Генетические типы льда в мерзлых горных породах..................301
3. Криогенная структура мерзлых пород...............................302
4. Криогенная текстура мерзлых пород................................304
VIII-8. Типы многолетнемерзлых пород по характеру промерзания и их крио-
генное строение..............................................................309
I. Сингенетическое промерзание отложений.............................311
2. Эпигенетическое промерзание пород................................315
3. Эпигенетическое льдонакопление ниже подошвы сезонноталого слоя . 324
VIII-9. Принципы классификации многолетнемерзлых горных пород .... 325
1. Классификационные признаки подразделения мерзлых толщ по гео-
лого-географической обстановке и составу пород.....................325
II. Классификационные признаки подразделения мерзлых толщ по ха-
рактеру теплообмена.................................................327
III. Классификационные признаки подразделения мерзлых толщ по осо-
бенностям строения и частным их характеристикам.......................329
VIII-10. Широтная и высотная зональности распространения многолетнемерзлых
толщ.................................................................332
Глава IX
Талики в области распространения многолетнемерзлых пород
IX-1. Понятия и термины...............................................
IX-2. Классификация таликов по условиям их существования..............
IX-3. Некоторые зональные и региональные особенности распространения тали
ков....................................................................
JX-4. Образование, динамика и устойчивость таликов....................
334
335
345
348
462
глава X
X..
порол . о™.™ оолаемных вод „ „ер„„ тол1п горш>
хз «*г“5;'ыг’ГрТс™“°б”™
352
353
361
364
Глава XI 5
Вопросы истории развития многолетнемерзлых горных пород
XI о Постанопка 11 состояние вопроса ... 377
’ п^°В"Ые ЧерТЫ nPHP0™oro процесса в плейстоцене, влияющие на исто-
рию развития мерзлых толщ................................................. 38о
XI-3. О соотношениях между похолоданиями, оледенениями суши'и моря и раз-
витием мерзлых толщ..................................................... 381
XI-4. Влияние новейших тектонических движений, регрессий и трансгрессий мо-
ря на развитие мерзлых толщ..............................................384
XI-5. Основные черты истории развития мерзлых толщ на территории СССР . 387
Глава XII
Районирование, мерзлотная съемка и картирование криолнтозоны
(области распространения многолетнемерзлых пород)
XII-1. Цели, задачи и принципы районирования криолитозоны.................391
X1I-2. Обзорные карты районирования криолнтозоны..........................392
ХП-З. Основные положения, задачи и этапы мерзлотной съемки .... 405
XII-4. Методы мерзлотной съемки............................................408
XII-5. Метод ключевых участков и ландшафтно-индикационный метод при мерз-
лотной съемке........................................................4,
ХП-6. Применение аэрометодов при мерзлотных исследованиях..................* *
X1I-7. Комплексность, кондиционность и качество мерзлотных съемок и карт . . 4W
Х11-8. Масштабы мерзлотной съемки и мерзлотных карт . ..............*1»
ХП-9. Принципы составления и содержание карт при мерзлотной съемке . • -
Глава XIII
Роль и значение многолетнемерзлых пород при х01яйс;ввн.н°гмп °,СЫВО'НИИ
территории и в решении проблемы охраны природной среды
ж i= == ksssb
XIII-4 Принципы строительства в области распространен
ИП-5 oSkhb положен»» „ер,летного прогноза - основы унр.« "Р^
ХШ-6 “nJoSX'-ep»»™» карты— основа управления „ерэлошим оропес-
м„.7 Управление мерзлотным процессом - асов. охраны врпроа.е» срады
области криолнтозоны ..............- • •
428
429
431
434
437
442
450
452
459
ОБЩЕЕ МЕРЗЛОТОВЕДЕНИЕ
(ГЕОКРИОЛОГИЯ), ИЗД. 2
Зав. редакцией И. И. Щехура
Редактор В. П. Волкова
Художественный редактор Л1. Ф. Евстафьева
Художник В. В. Гарбузов
Технический редактор
К. С. Чистякова
Корректоры И. А. Большакова, Л. А. Айдарбекова, Г. В. Зотова
Тематический план 1977 г. № 94
ИБ № 211
Сдано в набор 22/П1 1977 г.
Подписано к печати 22/XII 1977 г.
Л-86516 Формат 70X108/16 БуБмага тип. № 1
Физ. печ. л. 29,0+1 вкл. (0,25) Усл. печ. л. 40,6+0,35 (1 вкл.)
Уч-нзд. л. 39,31 Изд. № 3184
Зак. 98 Тираж 4000 экз.
Цена 1 р. 90 к.
Издательство
Московского университета.
Москва, К-9, ул. Герцена, 5/7.
Типография Изд-ва МГУ.
Москва, Ленинские горы