Лекции по общей геокриологии 6 Влияние природных факторов
advertisement
Влияние напочвенных растительных покровов К напочвенным покровам относятся мхи, лишайники, дерновокустарничковые и травяные. Они образуют на почве своеобразный слой теплоизоляции и оказывают большое влияние на температуру пород. Влияние напочвенного растительного покрова как теплоизолятора на температурный режим и глубину сезонного оттаивания или сезонного промерзания пород оценить даже качественно значительно труднее, чем дать оценку влияния снега. Объясняется это тем, что растительный покров изолирует почву не только от охлаждения в зимнее время (как снег), но и от нагревания в течение всего лета. Суммарный эффект этих двух влияний зависит от продолжительности летнего и зимнего сезонов, континентальности климата, высоты снежного покрова, влажности подстилающей почвы и др., т.е. от целого ряда факторов и условий Влияние напочвенных растительных покровов Отличительная особенность увлажненных естественных напочвенных покровов - существенное изменение их теплопроводности при переходе из талого состояния в мерзлое. По данным натурных наблюдений коэффициент теплопроводности моховолишайниковых покровов в талом состоянии примерно в 1,5-2 раза меньше, чем в мерзлом. Следовательно, способность моховых покровов задерживать поступающее в летнее время тепло на тот же порядок больше, чем способность препятствовать теплоотдаче зимой. Так, слой мха толщиной 2-3 см сокращает сумму летних температур в 1,5 раза и более. Зимой моховой покров вследствие резкого увеличения коэффициента теплопроводности в значительно меньшей степени влияет на температурный режим грунтов. В среднем за зиму температура подо мхами незначительно отличается от температуры на их поверхности. Чем больше толщина мохового покрова и чем меньше его влажность, тем большее влияние он оказывает на tср пород. Максимальное охлаждающее влияние оказывают мощные сфагновые мхи, под которыми среднегодовая температура может понижаться на 2-4 градуса С. Energy balance Rn = H + lE + G Rn Net radiation H LE Rn Sensible heat flux H Latent heat flux LE Snow G Spring Permafrost Forest Courtesy of Dr. G.Iwahana G Fall Active layer Permafrost Meadow Влияние растительного покрова В целом растительный покрова теплоизолирует зимой и летом. В общем случае в южных районах охлаждает, а в северных районах – отепляет. Правда, есть исключения.Ниже для случая отепления: + t1 t2 0 t1 t2 A1 A2 A3 Слой, промерзающий зимой Слой, протаивающий летом t1 – с растительным покровом t2 – без растительного покрова Влияние растительного покрова Расчет влияния растительного покрова может проводится аналогично тому, как рассчитывается влияние снега, как слоя теплоизоляции. Для расчета теплового влияния растительного покрова (как слоя теплоизоляции) на температуру поверхности пород могут быть предложены приближенные зависимости, выведенные Э. Д. Ершовым (1971) - сокращение годовой амплитуды ΔАраст и изменение среднегодовой температуры Δ tраст, осуществляемые напочвенным покровом: Aраст Aл τ л Aз τ з T Aз τ з Aл τ л 2 t раст T π hр Aл Aл 1 e π aт 2 τ л hр Aз Aз 1 e π aм 2 τ з Aл = Ад + tд; Аз = (Ад - ΔАсн) – (tд + Δ tсн), где hр - мощность напочвенного покрова; ат и аам - коэффициенты температуропроводности исследуемого покрова соответственно в талом и мерзлом состояниях; τл и τз - продолжительность существования соответственно положительных (за теплый или летний период года) и отрицательных (за холодный или зимний период года) температур воздуха. При расчете Ал и Аз значение tд берется с учетом знака. Коэффициент температуропроводности покрова можно определить из соотношения: а = λ/С, где λ коэффициент теплопроводности, С - объемная теплоемкость напочвенного покрова в соответствующий период года. Влияние состава и свойств пород на температурный режим пород Состав и влажность пород оказывают существенное влияние на среднегодовую температуру на подошве слоя сезонного промерзания (оттаивания) tξ. Это влияние связано с формированием температурной сдвижки, величина которой как раз и определяется составом и влажностью пород сезонноталого (сезонномерзлого) слоя, поскольку она оказывается пропорциональной отношению коэффициентов теплопроводности мерзлого и талого грунтов, а также величине годовых теплооборотов. В более общем случае, когда теплопроводность влажных пород в талом состоянии λт отличается от теплопроводности пород в мерзлом состоянии λм, среднегодовая температура пород не остается постоянной по разрезу слоя сезонного промерзания или оттаивания, а отличается от среднегодовой температуры поверхности на некоторую величину, которая достигает максимума на подошве этого слоя. Разница между среднегодовыми температурами пород на поверхности и на подошве слоя сезонного промерзания (оттаивания) носит название температурной сдвижки Δtλ . Изменения среднегодовой температуры в слое сезонного оттаивания Surface offset Snow and vegetation cover Horizon O Horizon A Horizons B,C etc. Mineral soil thermal offset Temperature scale Horizon O and A thermal offset Annual mean temperature Согласно расчетным и экспериментальным данным Δtλ изменяется обычно в интервале 0,5-1,5 град. С. Формирование температурной сдвижки может приводить к некоторому уменьшению мощности сезонноталого слоя, увеличению части этого слоя, промерзающего снизу, а также к небольшому увеличению глубины сезонного промерзания. Благодаря температурной сдвижке многолетнемерзлые породы могут существовать на участках с положительной tп. Как показывают многочисленные расчеты и результаты моделирования, температурная сдвижка определяется в основном соотношением теплопроводностей мерзлых и талых пород (λм/ λт), другие теплофизические характеристики, такие как теплоемкость С и теплота фазовых переходов Qф, на величину температурной сдвижки практически не влияют. Кроме того, величина температурной сдвижки зависит от значений среднегодовой температуры и амплитуды годовых колебаний температуры на поверхности пород. Влияние инфильтрации летних осадков на температуру пород Породы могут изменять свою температуру не только за счет теплопроводности, но и вследствие конвективного теплообмена между горными породами и движущимися (по трещинам и макропорам в скальных и крупнообломочных породах) грунтовыми водами, воздухом и инфильтрующимися атмосферными осадками. Наибольшее влияние на формирование температурного режима пород инфильтрация осадков оказывает в районах с теплым и дождливым летом. Интенсивность переноса тепла в породу путем инфильтрации поверхностных вод (осадков) изменяется, во-первых, в зависимости от температуры и от фильтрационной способности почв и подстилающих пород. Формирующийся под влиянием инфильтрации осадков температурный режим зависит еще от теплофизических характеристик инфильтрующих пород. Приближенный метод для оценки влияния атмосферных осадков на среднегодовую температуру на подошве слоя сезонного оттаивания предложил В.А. Кудрявцев (Достовалов, Кудрявцев, 1967). Основной предпосылкой метода является то, что инфильтрующиеся осадки охлаждаются в слое до 0 С, отдавая весь запас тепла на фазовые переходы воды при оттаивании и на некоторое повышение температуры пород. Расчетное уравнение имеет следующий вид: tос (Qос ) (пр T), где tос повышение среднегодовой температуры на подошве слоя сезонного оттаивания (t) по сравнению со среднегодовой температурой на поверхности пород (tп) за счет инфильтрации атмосферных осадков, С; глубина сезонного оттаивания, м; T год, ч; Qос суммарный теплопоток, поступающий в слой с осадками, ккал / м2; пр приведенная теплопроводность пород в слое , ккал / (м ч С). Qос Св ΣVос, i tос, i, где Vос, i месячная (декадная) сумма летних атмосферных осадков, кг/м2; tос, i среднемесячная (среднедекадная) температура осадков, приближенно принимаемая равной температуре воздуха (при отсутствии данных), С; Св теплоемкость воды, принимаемая равной 1 ккал / (м3С). В качестве близких к предельно возможным в природе величинам конвективного привноса тепла в породы в криолитозоне при летней инфильтрации можно считать значение 40005000 ккал / м2. Такого порядка теплосодержание дождевых вод достигает, например, в Южной Якутии при норме осадков 300 мм и средней летней температуре воздуха порядка 15 С. В северных районах криолитозоны отепляющий эффект инфильтрации дождевых вод выражен значительно слабее. Значительную роль в формировании среднегодовых температур пористых рыхлых и трещиноватых коренных пород могут играть и конвективные токи воздуха. В таких породах происходит постоянный обмен газами с атмосферой, вызываемый колебаниями давлений и температур воздуха у поверхности почвы. Процесс при этом идет следующим образом: холодный атмосферный воздух вытесняет более теплый и легкий из полостей пород и охлаждает последние. Такого рода зимняя вентиляция очень заметна в пещерах, в шахтах и штольнях и действует в скважных породах, интенсивно охлаждая их на значительную глубину. В районах с широким развитием крупнообломочных отложений дополнительным отепляющим фактором служит конденсация водяных паров. Так, в южной части криолитозоны влияние конденсации водяных паров на повышение tср пород может достигать 2—5°С, иногда более, в северной — это влияние уменьшается. Влияние водного покрова на температурный режим донных отложений Водные покровы оказывают сильное влияние на температурный режим подстилающих пород и зависит оно от глубины водоема, его генезиса, продолжительности существования, занимаемой им площади и от гидродинамической связи с подземными водами (если она существует). В зависимости от глубины водоема температурный режим донных отложений формируется различно. В мелких водоемах он определяется теплообменом на поверхности водоема, конвективным теплопереносом в результате ветрового перемешивания и сезонным льдообразованием. В глубоких водоемах теплообмен слабее в связи с образованием в нижней части разреза слоя воды повышенной плотности с низкими температурами (меньшими или равными +4 град С) со слабой конвекцией. Если в донных отложениях глубоких водоемов отсутствует фильтрационное движение подземных вод, то их температура изменяется в течение года незначительно. Под такими озерами могут формироваться сквозные или несквозные талики в зависимости от величины положительной температуры донных отложений, соотношения размера озера (по диаметру или ширине) и мощности и температуры многолетнемерзлой толщи пород на окружающей территории. Под большими и длительно существующими акваториями развиты сквозные талики, в которых теплопоток имеет восходящий характер и подводит тепло дна снизу. В этом случае в нижней части разреза водной (ниже зоны летнего ветрового перемешивания) действительно формируется безградиентный (гомотермический) слой воды с практически неизменной температурой, равной +4 град С. В случае несквозных таликов теплопоток от поверхности дна всегда имеет нисходящий характер, он охлаждает водную толщу и в этих условиях температура донных отложений может иметь более низкие положительные значения, чем температура максимальной плотности воды. Водоемы можно разделить на мелкие, средние и глубокие. К мелким следует относить такие водоемы, глубина которых меньше максимальной для данного района толщины льда. Глубокие озера - те, в которых нижние слои воды не испытывают конвекции в связи с волновым движением. Обычно их глубина более 10-15 м – это мощность зоны ветрового перемешивания воды в летний период. Остальные озера отнесены к средним, температурный режим воды в которых формируется в зоне ветрового перемешивания. Донные отложения под озерами двух последних категорий всегда находятся в талом состоянии. Главной причиной существования водоемов и донных отложений в талом состоянии даже в самых высоких широтах является специфический механизм образования и разрушения ледяного покрова на водной поверхности. Лед легче воды! Осень промерзание Весна - таяние Условия образования и разрушения льда определяют настолько мощный отепляющий эффект, что исключают многолетнее промерзание водоемов даже в наиболее суровых климатических условиях криолитозоны. В противном случае большинство водоемов криолитозоны неизбежно промерзли бы до дна, несмотря на действие факторов прогрева и аккумуляции тепла в водной толще. Среди причин отепляющего воздействия водных покровов: низкое альбедо водной поверхности, способствующее поглощению солнечной радиации; высокая теплоаккумулирующая способность воды; прогрев водной толщи конвекцией, связанный с температурно-плотностными характеристиками воды при низких положительных температурах (0-80С); подледный радиационный нагрев воды и другие Влияние мелких водоемов на температурный режим подстилающих горных пород определяется с помощью приближенной оценки В.А. Кудрявцева (1954). H t t H = 0,5 1 +t H min max л где Н - глубина от поверхности водоема; Нл максимальная для данного района толщина льда; среднегодовая температура на глубине Н; tmin и tmax соответственно минимальная среднемесячная температура на поверхности льда под снегом и максимальная среднемесячная температура воды. Глубина, на которой среднегодовая температура равна =00С, называется критической глубиной водоема Нкр : t max H = H 1+ кр л t min Очевидно, что если глубина водоема меньше Нкр, то под ним будут существовать многолетнемерзлые породы. На всех участках дна, где Н превышает Нкр, среднегодовая температура будет иметь положительное значение. В интервале глубин от Нкр до Нл донные отложения будут сезонно промерзать. Амплитуда колебаний температуры на поверхности донных отложений Апд, очевидно, может быть определена в рамках предлагаемой расчетной схемы следующим образом: Апд= tmax – tH . tH – среднегодовая температура на дне водоема Эта методика расчета справедлива для пресных водоемов. В соленых озерах, особенно при больших концентрациях рассола донные отложения могут промерзать даже в средних и глубоких водоемах. В арктических морях наблюдается выраженная зависимость среднегодовой температуры от глубины моря. В частности, для моря Лаптевых установлено, что наиболее низкая отрицательная среднегодовая температура пород наблюдается на нулевом уровне моря. С увеличением глубины моря до 1,6-2 м среднегодовая температура повышается и на границе максимальной толщины льда (равной глубине моря) равна примерно 0°С (Hкр=Нл) – из-за низкой температуры замерзания воды -1.8 град.С и низких летних температур. При дальнейшем увеличении глубины температуры пород становятся положительными и для моря Лаптевых достигают максимума в интервале глубин моря 2-3 м (для других морей глубина может изменяться). Это обусловлено в основном летним прогревом мелководья. На еще больших глубинах среднегодовая температура начинает понижается и переходит через 0oС на глубине 7-8 м. Понижение температуры продолжается до глубины 35 м, где достигает в море Лаптевых значения -1.7°С. Ниже наблюдается гомотермия, в Карском море распространяющаяся до глубины 200 м. Важно то, что, например, в Карском море глубина, ниже которой даже летом сохраняются отрицательные температуры, составляет 16 -18 м. В море Лаптевых такая глубина равна 14 -16 м, а в Восточно-Сибирском 20 -22 м, изменяясь в многолетнем цикле. Только засоленность и в значительно меньшей степени давление слоя воды препятствуют промерзанию осадков. - -1.7 0 + 2m Арктические моря 7m гомотермия -1.7 35 m Температурный режим грунтов и глубины сезонного промерзания и протаивания изменяются при хозяйственном освоении территории. В городах создается микроклимат, изменяются температурный режим воздуха, направление и скорость ветра, условия испарения. В процессе освоения территории изменяются характер растительного покрова, условия снегонакопления, происходит осушение или заболачивание поверхности, создаются искусственные водоемы. Наиболее существенные изменения температурного режима фунтов происходят при воздействии тепловыделяющих сооружений.
