Криосфера Земли. Мерзлотоведение и его связь с другими науками

Криосфера Земли. Мерзлотоведение и его связь с другими науками

Криосфера Земли. Мерзлотоведение и его связь с другими науками

В конце 20-х годов Вернадский выделил криосферу Земли, то есть сферу льда и холода в пределах планеты. Вернадский, Добровольский и Колосков классифицировали объекты криосферы в зависимости от места их существования в атмосфере, гидросфере, на поверхности Земли и в литосфере и выделили криоатмосферу, криогидросферу, криогляциосферу, криолитосферу.

Термин мерзлотоведение предложил Пархоменко, а геокриология - Швецов. Сейчас эти слова - синонимы.

Мерзлотоведение подразделяется на общее мерзлотоведение, инженерное мерзлотоведение и агробиологическое мерзлотоведение.

Общее мерзлотоведение изучает горные породы, находящиеся в мерзлом состоянии; криогенные процессы и явления в горных породах, связанные с замерзанием и оттаиванием или с изменением температур. Основной задачей является изучение мерзлых, промерзающих и оттаивающих горных пород, почв, грунтов, закономерности их формирования, распространения и развития. При этом изучается происхождение, строение, состав и свойства мерзлых горных пород. Общее мерзлотоведение развивается на стыке геологических, гефизических и географических наук и, кроме того связано с физикой, физикохимией и химией.

Инженерное мерзлотоведение изучает поведение и свойства мерзлых пород, используемых в качестве объекта хозяйственной деятельности. Инженерное мерзлотоведение опирается в первую очередь на общее мерзлотоведение.

Агробиологическое мерзлотоведение изучает мерзлые горные породы и почвы как объект сельского и лесного хозяйства и связано в первую очередь с общим мерзлотоведением, а также с почвоведением, климатологией, геоботаникой, агробиологией, лесоустройством, экологией и другими науками биолого-почвенного и географического направлений.

Основателем мерзлотоведения является М. И. Сумгин (1873-1942 гг.). В его фундаментальном труде «Вечная мерзлота почвы в пределах СССР», изданном в 1927 году были обобщены накопленные к тому времени знания по мерзлотоведению.

М.И. Сумгин признавал отрицательную температуру более общим и существенным признаком мерзлой породы и предложил следующее определение: «Мерзлыми породами, грунтами, почвами называются такие породы, грунты, почвы, температура которых ниже 00С независимо о состояния и содержания в них воды». Температура, равная 00С , при которой горная порода может быть и мерзлой и талой, является по М.И. Сумгину, переходной температурой.

Однако переход воды в кристаллическое состояние при промерзании пород существенно изменяет их физико-механические, электрические, тепловые, фильтрационные свойства, весьма важные в практическом отношении. По этим соображениям Н.И. Толстихин и Н.А. Цытович предложили следующее определение мерзлых пород: «Мерзлыми 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 отрицательную температуру, но не содержащие льда, называть морозными. Указывая на различие между оттаявшими и непромерзавшими породами, он предлагает первые из них называть талыми, а вторые - немерзлыми. Также Швецов предложил вместо мерзлоты термин криолитозона (область распространения мерзлых грунтов).

Если считать лед мономинеральной мерзлой горной породой, то предметом мерзлотоведения, в широком смысле, является изучение развития льда во взаимодействии со средой на нашей планете.

Методы мерзлотоведения

Изучая мерзлые породы в их развитии, мерзлотоведение пользуется вообще методами геологических, географических, геофизических, физико-математических и других естественных наук в зависимости от того, какие частные явления, процессы, свойства или вопросы исследуются.

) Метод ландшафтного районирования. Этот метод позволяет изучить территорию полностью в определенном масштабе

) Метод анализа закономерностей формирования температурного режима грунтов.

) Метод анализа криогенного строения мерзлых толщ.

Краткие исторические сведения

В литературе первые сведения о наблюдавшихся летом мерзлых породах стали появляться с XVI столетия.

В XVII в. в связи с продвижением русских земель на восток и северо-восток Сибири в Москву стали поступать донесения о существовании многолетнемерзлых пород.

В конце XVII и начале  XVIII века в связи с развитием торгового капитала и общим подъемом научной и практической деятельности в эпоху Петра I север и восток Сибири посещают как отдельные путешественники, так и целые экспедиции. Это привело к постепенному увеличению сведений о существовании и распространении многолетне-мерзлых пород.

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 существование многолетнемерзлых пород является результатом двух взаимно противоположных процессов - летнего нагревания и зимнего охлаждения - и тем самым кладется начало учению о теплообмене между горными породами и окружающим пространством как об основном факторе, определяющем тепловое состояние верхнего слоя литосферы.

Эти теоретические положения М.В. Ломоносова получили дальнейшее развитие лишь в конце XIX в., во второй же половине XVIII и первой половине XIX в. продолжалось накапливание фактических данных о многолетнемерзлых породах. Первые измерения температуры многолетнемерзлых пород выполнил А. Эрман в декабре 1825 года в Березове, в скважине глубиной 18,2 м.

В 1828 г. Федор Шергин, служащий Русско-Американской компании, 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 течением времени сыграла значительную роль в изучении мерзлых пород.

В апреле 1829 года А. Эрман определил температуру мерзлых пород в Шергинской шахте на глубине 15,7 м, равную -60С. В начале сороковых годов XIX в. академик А.Ф.Миддендорф измерил температуру мерзлых пород до глубины 116 м. Эти измерения позволили определить температурный градиент в мерзлых породах и судить о мощности мерзлой толщи. А.Ф. Миддендорф установил также зависимость глубины летнего протаивания мерзлых пород от их литологического состава.

В шестидесятые и последующие годы XIX в. усилилось промышленное освоение Сибири, строительство железных дорог, переселенческое движение в Сибирь и развитие там сельского хозяйства. Строителям пришлось непосредственно встретиться с мерзлыми породами, изучать их и происходящие в них мерзлотные геологические процессы и изыскивать новые методы строительства.

Большой вклад в развитие мерзлотоведения сделал Л.А. Ячевский. В своем докладе «О вечно мерзлой почве Сибири» он говорил о практическом значении исследования мерзлых пород при строительстве железных дорог и о необходимости расширять теоретические знания по этому вопросу.

В 90-х гг. по просьбе Управления строительства Сибирской железной дороги при Русском географическом обществе в Петербурге была создана комиссия для изучения мерзлых грунтов под председательством И.В. Мушкетова.

Изучение мерзлых пород и связанных с ними практических вопросов усилилось в связи с постройкой и эксплуатацией западной части Амурской железной дороги (1909-1914).

После Великой Октябрьской революции начался новый период развития мерзлотоведения как самостоятельной науки, созданной трудами советских мерзлотоведов. С появлением работы Сумгина «Вечная мерзлота почвы в пределах СССР» связывается становление мерзлотоведения как самостоятельной отрасли знания.

Существует международная организация в которую входят более 30 стран: США, Россия, Канада, Китай, Норвегия, Япония, Чили, Польша, и т.д. Штаб квартира в США. Издается ежегодный бюллетень «frozen ground». Раз в 5 лет с 1972 г. Проводится международная конференция. Создана молодежная секция при этой организации. Раз в 3 года проводится научная конференция по освоению холодных регионов.

Распространение и морфология криолитозоны

1. Подразделение мерзлых пород по продолжительности их существования

. Глубина и сплошность промерзания пород по вертикали

. Распространение мерзлых пород по площади

. Южная и высотная граница распределения мерзлых толщ

. Географическое распределение мерзлых толщ в России и на земном шаре

. Подразделение мерзлых горных пород по продолжительности их существования

Лед - важнейший компонент горной породы - породообразующий минерал.

К мерзлым горным породам относят все породы, содержащие лед. По длительности существования мерзлого состояния пород различают 3 вида:

)кратковременномерзлые (часы, сутки),

)сезонномерзлые породы (месяцы),

) многолетнемерзлые породы (годы, сотни и тысячи лет).

Между этими категориями мерзлых пород могут быть промежуточные формы. Так например, сезонномерзлая порода может не протаять в течение лета и просуществовать несколько лет. Такие формы мерзлой породы называются «перелетками».

. Глубина и сплошность промерзания пород по вертикали

Глубина промерзания пород зависит от целого ряда факторов: продолжительности промерзания, климата, состава горных пород. Максимально мощные толщи в горах (для Забайкалья: Чарский район, Кодар, Удокан). Самые мощные многолетнемерзлые толщи на Земле на севере Якутии.

Многолетнемерзлые толщи по вертикали имеют разнообразное строение.

Схема вертикального разреза мерзлых горных пород

а-слой сезонного промерзания (СМС)

б-слой сезонного оттаивания (СТС)

-современные сливающиеся мерзлые толщи

-современные несливающиеся мерзлые толщи

-древние (реликтовые) сливающиеся и несливающиеся мерзлые толщи

-сквозные талики

-несквозные («ложные») талики.

-современная южная граница распространения мерзлых толщ.

Многолетнемерзлые толщи, верхняя поверхность которых совпадает с нижней поверхностью слоя летнего протаивания, называются «сливающимися многолетнемерзлыми толщами»; если же их верхняя поверхность находится глубже подошвы слоя сезонного протаивания или промерзания,Ю они называются «несливающимися многолетнемерзлыми толщами». Наблюдаются также залегания двух и более слоев многолетнемерзлых пород друг над другом, разделенных талыми прослоями. В этом случае употребляют термины «слоистые или многослойные мерзлые толщи».

3. Распространение мерзлых пород по площади

В зависимости от соотношения площадей таликов и многолетнемерзлых толщ, Сумгин выделил 6 основных районов:

Районы географически сплошной многолетней мерзлоты (обширные пространства, в пределах которых многолетне мерзлые толщи распространены повсеместно не зависимо от климата).

Районы, в пределах которых обширные пространства мерзлых толщ пронизаны таликами.

Районы, острова вечномерзлых грунтов среди обширных таликовых или не мерзлых образований.

Пространства, на которых среди мерзлых или таликовых площадей встречаются псевдоталиковые участки.

Районы не мерзлых пород с маломощными островами вечной мерзлоты, приуроченные к торфяникам.

Острова и районы островов с вечномерзлыми грунтами вдали от общего массива многолетнемерзлых пород (горные районы: Тянь-Шань, Тибет).

По распространению выделяют следующие градации мерзлой зоны:

сплошная (площадь 90-100%)

преимущественно сплошная (70-90%)

прерывистая (70-40%)

островная (20-40%)

редко островная (5-20%)

спорадическая (менее 5%).

. Южная и высотная граница распределения мерзлых толщ

) Южная (географическая) граница мерзлоты - это линия оконтуривающая с юга область распределения мерзлых толщ за исключением отдельных мерзлых участков субтропических и тропических зон.

) Геофизическая южная граница распространения мерзлых пород - это среднее многолетнее положение нулевой изотермы у подошвы слоя сезонно-мерзлых пород.

) Физическая граница мерзлых и талых пород - контакт между мерзлыми и талыми породами. В горах вместо термина южная граница употребляется высотная граница.

. Географическое распределение мерзлых толщ в России и на земном шаре.

Многолетнемерзлые толщи распространены практически везде, отсутствуют только в Австралии и тропических зонах.

Площадь распространения многолетнемерзлых пород составляет 25% всей суши земного шара, в Канаде- 40%, в России - 70%, в Китае - 20%.

Термодинамические условия формирования развития мерзлых пород

1. Источники энергии и тепловое состояние Земли

. Радиационно-тепловой баланс поверхности Земли и его состояния

. Тепловое поле горных пород. Теплообмен. Теплооборот

Процессы промерзания и оттаивания, охлаждения и нагревания связаны с движением и превращением энергии вещества в конкретном объеме горных пород.

. Источники энергии и тепловое состояние Земли

Под тепловым состоянием Земли понимают термодинамическое состояние характеризуемое основными термодинамическими функциями, внутренними и внешними параметрами.

К основным параметрам определения состояния Земли относятся: температура, давление, объем, внешние и внутренние энергетические воздействия.

Внешние источники энергии:

лучистая энергия Солнца, мощность Дж/год 5,65*

лучистая энергия звезд 22,61* (8,37*)

корпускулярное излучение Солнца 7,95*

космические лучи 5,02*

гравитационное воздействие Солнца 0,16*

энергия метеоритов, падающих на Землю 5,86* (4,61*)

Внутренние источники:

) ядерные реакции внутри Земли 18*

) гравитационные процессы внутри Земли 4,19*

) энергия, выделяющаяся при изменении скорости вращения Земли 4,19*

) энергия, выделяющаяся при экзотермических реакциях 0,23*

Внутренние источники энергии представляют собой различные процессы превращения внутренней энергии Земли в тепловую, которую Земля испускает в космическое пространство.

Суммарный кондуктивный поток тепла через поверхность Земли в космическое пространство равен 6,7* Дж/год. Из приведенных данных следует, что внешние источники энергии больше внутренних на 4 порядка.

Тело, на которое падает лучистая энергия может взаимодействовать с ней тремя способами: 1) оно может отражать лучистую энергию; 2)поглощать ее; 3)пропускать через себя без взаимодействия.

=r+a+b.

отраженная частьпоглощенная частьпропущенная без взаимодействия.

Тело, которое отражает все лучи a=b=0, r=1 называется абсолютно белым.

Тело, которое поглощает всю лучистую энергию a=1, r=b=0 называется абсолютно черным.

Тело, которое пропускает всю энергию b=1 называется абсолютно прозрачным.

Способность тела отражать и поглощать лучистую энергию Солнца характеризуется параметром альбедо α, который представляет собой отношение отражательной части энергии к полному количеству энергии, падающей на поверхность.

 α =

известняк α =56%

гранит α = 18-16%

поверхность асфальта α =20-30%

бетон α =30-38%

гравийное покрытие α =18%

Суммарное значение альбедо для Земли=30-40%.

Поглощая энергию, тела нагреваются и сами начинают испускать лучистую энергию. На Землю падает поток коротковолновой радиации 5028 кДж/ч. Земля испускает длинноволновое излучение.

Поглощение энергии Солнца поверхностью Земли происходит очень неравномерно и изменяется в зависимости от многих условий, основными из которых являются:

а) шаровидная форма Земли, которая обуславливает широтную зональность поглощения и испускания.

б) вращение Земли вокруг оси и смена дня и ночи, вследствие чего поглощение идет импульсами в течение дня, а испускание идет непрерывно.

в) наклон земной оси и вращение Земли вокруг Солнца - причина сезонных изменений поглощения и испускания лучистой энергии.

г) вековые и тысячелетние движения земной оси, изменяющие среднее альбедо Земли

д) облачность и влажность воздуха, изменяющие регионально и локально альбедо и способность поглощать энергию в результате оранжерейного эффекта.

е) крупные изменения характера поверхности океана, континента, леса и т.д.

ж) рельеф поверхности (склоны гор)

з) изменение альбедо поверхности во времени в результате появления снега, растений и т.д.

Испускание лучистой энергии происходит равномерно и зависит от указанных выше условий. На характер теплового режима Земли большое влияние оказывает фазовый переход воды. Чтобы оттаять 1 г льда нужно затратить 8 калорий на испарение 1 г - 600 калорий.

При увеличении поглощения лучистой энергии развиваются процессы таяния и испарения, которые препятствуют повышению температуры.

. Энергетический или тепловой баланс Земли

Схема теплообмена Земли по Б.Н. Достовалову:

λmax-0,5μ λmax-8-10μ λ

Е - энергия радиации, зависит от длины волны и времени Т.

λ-длина волны.

- с max λ=0,5μ спектральное распространение лучистой энергии, которая перехватывается Землей.

- распределение по спектру длинноволнового излучения λmax-8-10μ - доля коротковолновой радиации, превращающейся в длинноволновое излучение.- энергия земного излучения, за счет превращение солнечной энергии и других внутренних и внешних источников.- доля поглощаемой солнечной радиации, испускаемое затем Землей.

Общее уравнение теплового баланса Земли по Достовалову:

Ас + Апр = Wн + Wоб = Ез +∆Uз (1),

где: Ас- поглощенная солнечная радиация

Апр- превращение энергии прочих источников.н - работа при необратимых процессах.об - работа при обратимых процессах.

Ез- излучение Земли.

∆Uз - изменение внутренней энергии Земли.

В климатологии чаще используется другая, более детализированная схема Алисова.

По схеме Алисова расчет теплового баланса производится отдельно для мирового пространства, атмосферы и подстилающей поверхности Земли, а также отдельно для длинноволновых радиаций, тепла, переносимого от Земли в атмосферу турбулентным теплообменом.

Общий переход коротковолновой радиации Солнца к границе атмосферы равно 1220 кДж*мІ/ч. Сотая часть этого количества условно принимается за единицу.

Приходящие 100 единиц радиации Солнца:

ед. отражается от облаков, возвращается в мировое пространство.

ед. рассеивается в атмосфере, уходит в мировое пространство.

ед. поглощается облаками.

ед. поглощается самой атмосферой.

ед. достигает поверхности Земли(30 ед. в виде прямой радиацииQ,18 ед. в виде рассеивания q, из них 43ед.(Q=27, q=16)поглощается поверхностью Земли, 5 ед. (Q=3, q=2)отражается от земной поверхности). Из них 2 ед. поглощается в атмосфере и облаках, 3 ед. уходят в космос.

Отношение отражательной части радиации (27+7+3=37) ко всей приходящей (37/100) есть альбедо Земли, как планеты в целом.

Относительно длинноволнового излучения по схеме Алисова: поглощая солнечную радиацию, атмосфера также излучает 151 ед. из которых 96 ед. доходит до земной поверхности, а 55 ед. уходит в мировое пространство. Нагретая поверхность Земли излучает 116 ед. 116-96=20 - эффективное излучение земной поверхности. Эта разница между длинноволновым излучением нагретой поверхности Земли и противоизлучение атмосферы. Из излучаемых 116 ед. в атмосфере остается 108 ед., 8 ед. уходит в космос.

Нагревание атмосферы происходит при конденсации паров воды, испарившихся с подстилающей поверхности, при этом атмосфера получает 19 ед. 4 ед. передается от поверхности Земли в атмосферу за счет турбулентного теплообмена.

Согласно схеме Алисова радиационный баланс подстилающей поверхности (R) - разность между поглощаемой коротковолновой радиацией и длинноволновым излучением Земли.

R=(1-α)*(Q+q)-Eэф= P+LM (2),

где α - альбедо, q - прямая и рассеянная солнечная радиация.эф - эффективное излучение поверхности Земли.- турбулентный теплообмен- количество тепла, затраченное на испарение (конденсацию) влаги.

Б.Н Достовалов сделал замечания к схеме Аисова:

. по схеме Алисова Земля поглощает из мирового пространства 63 ед. коротковолновой радиации и столько же испускает. Схема не учитывает внутренние источники энергии, а базируется на солнечной радиации.

.в схеме указывается, что атмосфера излучает 151 ед., а земная поверхность 116 ед., тогда, как Земля всего получает 63 ед., при этом Алисов не поясняет, как это согласуется с законом энергии.

Достовалов объяснил это оранжерейным эффектом и считал, что истинным излучением является эффективное излучение Земли (Еэф=20) и эффективное излучение атмосферы (Еат=43 ед.)

Схема Алисова и уравнение статичны и не содержат идеи развития, поскольку в ней не учитываются внутренние процессы. В уравнениях Достовалова есть учет этих источников. Схема Алисова применима на короткий период.

Региональные и локальные тепловые балансы

Региональные и тепловые балансы поверхности суши и участков моря составляются на основе уравнения теплового баланса Земли. При этом вводятся дополнительные члены в уравнения в зависимости от условий конкретного случая

Водный баланс на поверхности суши выражается равенством прихода и расхода влаги за определенное время:

= e + f + b;

где r - осадки- разность испарения и конденсации.- сток- изменение влагосодержания пород.

Если считать, что влагосодержание не меняется, то= e + f;

В целом для земного шара r=e.

Тепловое состояние горных пород на конкретном участке местности определяется структурой радиационного теплового баланса и теплопотоком из недр.

А=Б

Б - это величина годового теплооборота в грунтах, которая может быть определена из уравнения радиационно-теплового баланса, составленного для полупериода нагревания или охлаждения горных пород.

В = R- LM - P (3)

Под теплооборотом понимается то количество тепла, которое за полупериод нагревания приходит в грунт, и за полупериод охлаждения уходит из него.

Известна зависимость В в почвах или грунтах от температурного режима и теплофизических характеристик грунта.

В = ε(n*Aср* C + Qф) + tε) (4), где

ε -глубина сезонного промерзания (оттаивания) грунта

А ср. - амплитуда годовых температур в слое ε

Qф - теплота фазовых переходов в грунте

tε - среднегодовая температура на подошве слоя

С - объемная теплоемкость грунта

λ-коэффициент теплопроводности грунта.

Т - период (год)

Зная структуру радиационного баланса, физические характеристики грунта (λ и С) можно рассчитать tε.

.Температурное поле горных пород. Теплообмен. Теплооборот

Под температурным полем горных пород понимается распределение температур в г.п. Это распределение может быть постоянным, тогда оно называется стационарным. Если температура меняется, то поле называется нестационарным.

Через точки в массиве грунта с одинаковой температурой можно провести, для одномерных случаев, изотермы (линии с равной температурой).

Геотермический градиент - разность изменения температуры по расстоянию.

.

Величина обратная градиенту  называется геотермической ступенью.

Температурное поле описывается положением изотерм в пространстве и определяется из уравнения:

t = f (x, y, z, т)= const.

т - время, y, z, - координатызначение температур.

Температурное поле для одномерного случая - распределяет температуру с глубиной:

Для двухмерного случая:

Тепло- и массообмен в промерзающих и протаивающих горных породах

1. Уравнение теплопроводности

. Краткий обзор решений задач Стефана

. Формулы расчета глубины промерзания

. Приближенные формулы В.И. Кудрявцева и их назначение

. Связь промерзания горных пород с радиационно-тепловым балансом

Процессы тепло и массообмена в горных породах при фазовых переходах в них являются наиболее сложными вопросами в математической физике.

Теплообмен может происходить в трех формах:

) лучистый теплообмен - деятельность Солнца (трещины, каверны, полости).

) кондуктивный теплообмен - молекулярный перенос тепла в однородных средах и на контакте этих сред (в скальных горных породах)

) конвективный теплообмен - всякое перемещение воды в грунтах.

В настоящее время общепризнанной математической моделью процессов фазовых переходов в капиллярных пористых средах является модель задач Стефана. В различных типах горных пород процессы тепло- и массообмена описываются различными постановками задач Стефана. Если в грунтах отсутствует фильтрация, то процессы описываются классической задачей Стефана для линейного параболического уравнения. В слабовлажных дисперсных грунтах (влажность меньше чем на границе раскатывания) суглинках, глинах, пылеватых супесях фаза перехода незамерзшей воды описывается квазилинейным уравнением теплопроводности.

1. Уравнение теплопроводности

Процессы теплопроводности (диффузия, фильтрация) описываются уравнениями с частными производными второго порядка параболического типа ( уравнение Фурье).

Процесс теплопередачи(одномерная задача) описывается функцией: t(z, τ), z-сечение, τ - время. Для нахождения уравнения необходимо сформулировать физические закономерности, описывающие распределение тепла:

) Свойство теплопроводности: если температура тела неравномерна, то в нем возникает тепловой поток. Количество тепла, протекающее через сечение z за врем τ до τ+dτ может быть описано уравнением:

(τ, τ+dτ) = dQ= qFdτ (1)

q(z,τ) = -λ (z)  - плотность теплового потока равное количеству тепла проходящего за единицу времени через единицу площади F.

λ-коэффициент теплопроводности стержня, зависящий от материала

“-” показывает, что теплопоток направлен в сторону понижения температуры.

Отсюда Q(z,τ) через сечение z может быть представлено в виде:

= - F  (2)

) Свойства теплоемкости - количество тепла, необходимое для нагревания тела на ∆tєC

= Co* γ *V*∆t (3)о- удельная теплоемкость, кДж/кг*Сє

γ - плотность, кг/мі- объем, мі

∆t - изменение температуры.

Если изменение температуры на различных участках и стержень не однородны, то

= - F  (4)

) Источники тепла. Внутри тела может выделяться или поглощаться тепло, характеризующееся плотностью тепловых источников ω (z, τ) в любой точки z в момент τ. В результате действия этих источников на участке (z, z+dz) за отрезок времени (τ,τ+ dτ) выделяется (поглощается) следующее кол-во тепла:

dQ=F*ω(z, τ)dzdτ= F (5)

Уравнение теплопроводности для кондуктивного (конвективного) процесса получается путем подсчета баланса тепла на некотором отрезке (х1,х2) за некотрый промежуток времени ().

Поскольку задача одномерная, то теплопередача в одномерном объеме происходит в направлении оси Х.

По свойству теплопроводности в объем ∆x*∆y*∆z в единицу времени входит теплопоток q(x). При неустановившемся процессе передачи тепла разность поступившего и ушедшего тепла приводит к остыванию и нагреванию на величину

С0*γ*∆t*∆x*∆y*∆z.

За это же время за счет внутренних источников тепла поглотится или выделится следующее количество тепла:

W(x, τ) ∆x∆y∆z.

[q(x)-q(x+∆x)] ∆y∆z∆ τ= С0 γ∆x∆y∆z+W(x τ) ∆x∆y∆z (6)

С учетом уравнения (1) получим уравнение Фурье для одномерной задачи теплопроводности:

С0(х)*γ(х)*  (7)

Для выделения единственного решения необходимо уравнению добавить краевые условия (начальные и граничные):

начальные: t(z, τ)

граничные условия обычно трех типов:го рода - когда на границе задается сама функция t(l, τ)=φ1 (τ);

II-го рода - когда задается значение производной этой функции

dt/dz(l, τ)= φ2 (τ)го рода - комбинация функции и ее производной.

dt/dz(l, τ)+at(l, τ)= φ3

Поскольку граничных условий может быть несколько, то и типов постановок задач может быть несколько. Например, первая краевая задача для решения уравнения теплопроводности dt/d τ=0 (задача Дирихле).

Аналогично выделяют вторую и третью краевую задачу - задачу Неймана и смешанную.

. Краткий обзор решений задач Стефана

Первая попытка решения задачи теплопроводности с учетом выделения теплоты фазовых переходов на подвижной границе раздела фаз была осуществлена Ж. Ляме и П. Клапейроном еще в 1831 году. Ими рассматривалась задача об остывании первоначально расплавленного шара при нулевой температуре на поверхности применительно к решению вопроса о затвердевании Земли. Впервые расчет глубины промерзания грунта был осуществлен Л. Заальшютцом (1862), который получил простейшую формулу в случае нулевой начальной температуры грунта. В дальнейшем указанная формула получила известность как «формула Стефана». Ему же приписывают строгое решение задачи с образованием границы раздела для однородной полуограниченной среды при постоянных краевых условиях, часто называемой «классической задачей Стефана».

.Формулы расчета глубины промерзания

Формула Стефана:

 ,

где ε- глубина промерзания (оттаивания)

λ- коэффициент теплопроводностисредняя температура поверхности за период промерзания (оттаивания)

τ - время промерзания (оттаивания).ф- теплота фазового перехода.

ф= 80

Формула приближенная, дает завышенный результат, не учитывает влияние внешнего теплообмена и теплообмена мерзлого (талого) слоя.

Формула Крылова:

, где

осредненный за весь период промерзания τ теплоприход снизу.

Основным недостатком является раздельное рассмотрение процессов промерзания и охлаждения. По формуле проводят расчеты на короткий период времени.

Формула Лукьянова-Головко:

В.С. Лукьянов предложил приближенную формулу, учитывающую как теплоемкость в верхней мерзлой зоне, так и наличие произвольного утепления поверхности грунта.

С- теплоемкость грунтаэквивалентный слой грунта, термическое сопротивление которого равно сумме термических сопротивлений в слое теплоизоляции и теплоотдачи с поверхности.

. Приближенные формулы В.И. Кудрявцева и их назначении

Рассмотренные приближенные решения задач Стефана позволяют решить многие задачи мерзлотоведения, рассчитать глубину промерзания или оттаивания грунтов при различных теплофизических характеристиках грунта и климатических условиях. Однако, они не позволяют выявить качественные и количественные закономерности процессов промерзания (оттаивания) от геолого-географических факторов. Увязать теплофизическую сторону промерзания (оттаивания) пород с геологическими и географическими факторами позволяют формулы Кудрявцева, так как в них входят основные классификационные признаки: годовая амплитуда температурных колебаний на поверхности грунта, средне годовая температура на подошве слоя сезонного промерзания (оттаивания), состав и влажность грунта.

Допущения:

толща однородна

рассматривается только кондуктивный теплообмен.

на поверхности грунта устанавливается температурный режим с годовой амплитудой А0 вокруг среднего значения температуры t0.

фазовые переходы воды в грунтах происходят на границе раздела фаз и только при 0єС

Два случая промерзания (оттаивания):

теплофизические характеристики грунтов равны.

теплофизические характеристики существенно различаются в талом и мерзлом состоянии.

Первый случай:

Где

ε2с- часть слоя сезонного промерзания (оттаивания), формирующаяся за счет теплоемкости грунта.

ε - мощность слоя сезонного промерзания (оттаивания)

А0- амплитуда годовых колебаний

- среднегодовая температура на подошве слоя ε

λ - коэффициент объемной теплоемкости.

С- теплоемкость.

Аср- средняя амплитуда годовых колебаний.

Аналитический подход позволил вывести формулы для расчета теплооборота в грунте. Для слоя сезонного промерзания:

В слое ниже слоя сезонного промерзания:

=Q+Qh

Второй случай:

Случай различных теплофизических характеристик пород в талом и мерзлом состоянии:

Если , , то при периодических колебаниях температуры на поверхности грунта возникает температурная сдвижка. Под температурной сдвижкой понимается разница между среднегодовой температурой на подошве в слое  и среднегодовой температурой на поверхности этого слоя, которая возникает в результате различия  и С грунта в талом и мерзлом состояниях. Обычно эта характеристика отрицательна.

, tn - температура поверхности

- температурная сдвижка

Расчетная формула температурной сдвижки:

где К=1 при

К=2 при

. Связь промерзания г.п. с радиационно-тепловым балансом

По Будыко связь между температурой поверхности и эффективным излучением определяется уравнением:

где Е - эффективное излучение поверхности

 - постоянная Стефана Больцмана =2,08*10

Т- абсолютная температуры подстилающей поверхности, К

Тгр- абсолютная температура грунта, К

е - абсолютная влажность воздуха- облачность в долях единицы

с - коэффициент изменения облачности по широте.- коэффициент излучательной способности

Пренебрегая облачностью , выведем формулу:

поглощенная радиациятеплообороты в грунтетурбулентный теплообмен - испарение, конденсация.

Эти параметры должны браться за определенный период времени (неделя, декада, месяц).

Кудрявцев вывел формулу среднегодовой температуры излучающей поверхности:

Из этого уравнения вытекает: если правая часть меньше или равна 273°К, то могут существовать многолетнемерзлые породы могут существовать, если больше 273°К, то нет.

Физико-химические и механические процессы в замерзающих, мерзлых и оттаивающих грунтах

.Особенности состава мерзлых грунтов

) Наличие льда.

Отличительной особенностью состава мерзлых пород является наличие в них льда. Содержание и текстуры формы льда изменяется в широком диапазоне в зависимости от состава, генезиса, влажности горных пород и термодинамических условий.

В естественных условиях льдистость пород увеличивается с увеличением дисперсности грунта.

Образование льда происходит при взаимодействии воды с породой. Взаимодействие зависит от минералогического состава, удельной активности поверхности пород и минерализации воды. Чем дисперснее порода, тем сложнее ее процессы промерзания и оттаивания, поэтому специфические особенности горной породы зависит от ее дисперсности.

Дисперсные мерзлые породы являются сложными многокомпонентными и многофазными системами, в которых выделяют фазы:

. твердую, состоящую из минерального или органического скелета и минералов, которые кристаллизуются при отрицательных температурах.

. жидкую, незамерзающую при данной температуре и давлении водой и растворенными в ней солями.

. газообразную, пары воды находятся в породах в свободном состоянии, абсорбируются на поверхности и растворяются в воде.

Состав минеральной части изучался древними науками.

Лед - это все твердые модификации воды независимо от их аморфного и кристаллического состава.

«Тяжелые льды» - образуются при замерзании тяжелой воды Н2О18

Кристаллогидраты:

х 2Н2ОО3 при температуре +20C22,4% раствор t -21,2 C

СаCL2 29,8% р-р t - 55 C

Вода в мерзлых породах является раствором электролита, и находиться во взаимодействии с активными центрами молекулярных частиц, это является причиной существования замерзшей воды в дисперсных грунтах. Количество и состав незамерзшей воды определяет характер незамерзших горных пород, их физические и химические свойства. При изменении термодинамического состояния незамерзших пород количество воды в них меняется.

Выделяют категории воды в почвах и грунтах (по Лебедеву):

Породообразующую

Гигроскопическую

Пленочную

Гравитационную (капиллярная, подвешенная, падающую)

Твердую

Химически связанную

Также воду разделяют на:

Свободную

Связанную (не перемещается под действием силы тяжести)

Связанная вода делится на прочносвязанную и рыхлопривязанную.

Для мерзлых грунтов используют деление воды по Вернадскому (по агрегатным состояниям) на :

Газообразную (пары).

Жидкую (растворы).

Твердую (льды).

) Структура льда и воды.

В горных породах вода является наибольшим динамичным компонентом, который определяет их свойства. Структуры льда и воды обусловлены строением молекул воды.

Квадрупольная модель молекулы воды

По этой модели в молекуле воды ядра водорода и кислорода образуют равнобедренные треугольники с двумя протонами водорода в основании и ядром кислорода в вершине. В молекуле воды 10 электронов, 2 движутся вблизи ядра кислорода, остальные попарно по четырем вытянутым орбитам, оси этих орбит направлены к вершинам тетраэдра. С протонами водорода связаны 2 полюса положительных зарядов, а электроны движутся по двум другим орбитам, образуя уединенные пары - полюса отрицательных зарядов. Установлено что полюсы электрических зарядов в углах тетраэдра отстоят от центра на 0,99. Заряды полюсов равны 0,171.

. Тепловое движение молекул воды

Представление о структуре льда и воды

Процессы агрегации молекул воды в структурах льда зависят от их теплового движения, энергетического взаимодействия, термодинамических условий.

В талых и мерзлых горных породах молекулы воды находятся в более или менее интенсивном воздействии, при этом на них действуют различные факторы. В зависимости от этого формируются структуры льда и воды, связанные с интенсивностью теплового движения воды, состоящие из колебательных и вращательных движений относительно временных центров равновесия и перемещения из одного положения равновесия в другое.

Трансляционное движение молекул

Молекулы совершают около 600 млр. скачков в 1секунду, скачки отделены друг от друга периодом времени, этот период времени называется положением равновесия. Структура кристалла определяется пространственным положением.

Трансляционное движение приводит:

положение «а» - к образованию «дырок» молекул

положение «в» - к замещению вакансий другими транслирующими молекулами .

Такое движение молекул характерно для структуры льда. В структуре воды движение более сложное. Считают, что структура воды представляет собой «размытую» структуру льда, которая обладает ближней и дальней упорядоченностью, структура воды обладает только ближней упорядоченностью. Упорядоченность - это ближнее расположение молекул в пространстве подобно их расположению в структуре кристаллов. Структура льда и воды обусловлена наличием водородных связей между молекулами.

Рентгеноструктурные исследования льда показали, что он кристаллизуется в гексагональной сингонии.

Установлено, что лед построен из дискретных молекул воды, протонов находящихся на расстоянии 0,99 и на расстоянии 1,7 от другого ядра. Между соседними атомами кислорода расположен один протон водорода.

Структура льда ажурна, в ней имеются пустоты превышающие размеры молекул, центры пустот располагаются на расстоянии 3 и 7 и образуют каналы.

Модель структуры воды по Достовалову.

Эта модель должна соответствовать «сфотографированной» при выдержке около 10 сек. и состоять из 6 элементов.

- молекула воды в решетке ассоциатов (групп молекул)

- молекула воды, совершающая скачки внутри и вне групп

- вакансии внутри групп

- группы молекул воды, образующие «каркас»

- пустоты в «каркасе» групп

- группы, смещающиеся в пустоты (броуновское движение)

Первые 3 элемента - относятся к льдоподобной структуре групп воды.

Последние 3 элемента - это характерные элементы воды, обуславливающие ее жидкое состояние. По этой модели рассматриваются процессы замерзания и кипения воды.

. Замерзание воды

При охлаждении воды импульсы теплового движения ослабевают, средняя масса ассоциатов растет, скорость перемещения уменьшается. Средняя масса ассоциатов достигает критического положения, прекращается броуновское движение. Группы становятся кристаллическими зародышами льда, когда их масса = 472 молекулы воды - идет превращение в полные кристаллы, которые быстро растут, выделяют тепло кристаллизации (нет броуновского движения). Вода замерзает.

. Кипение воды

При повышении температуры воды, тепловые импульсы растут, увеличивается число вакансий в ассоциатах, их средняя равновесная масса достигает минимального значения. Процесс разрыва водородных связей становится массовым. Каркас ассоциатов распадается. Вода переходит в пар.

Из этого вытекают основные молекулярно - кинетические и структурные признаки жидкого состояния воды:

Структура жидкой воды по сравнению со льдом состоит из неполных ассоциатов молекул, совершающих броуновское движение.

Каркас броунирующих ассоциатов является основным отличительным признаком воды от пара, он обусловлен незжимаемостью воды.

Разрушение каркаса происходит при температуре кипения и является основным структурным признаком. Если нет броуновского движения ассоциатов (лед) и их каркаса (пар) - нет жидкого состояния воды.

. Фазовые переходы связанной воды

Схема замерзания воды, находящейся между льдом и активной поверхностью кварца.

По оси абсцисс - расстояние от связывающей поверхности

По оси ординат - энергетические связи зона - связанная вода зона - «развязанная» водазона - лед

Температура замерзания связанной воды ниже чем у свободной, (tзам до «-70»). Это возможно если какой-то фактор вызывает уменьшение энергии связи между частицами воды. Если энергия связи между частицами увеличивается, то температура замерзания должна повышаться. Если энергия связи между частицами уменьшается, то замерзание происходит при низкой температуре. Поскольку, увеличение связи называется «связыванием», то уменьшение связи - «отрицательным связыванием» или «развязыванием».

Т.к. наибольшая энергия связи находится в самых близких частицах, замерзание идет при температуре выше 0. По мере понижения температуры грунтов ниже 0 происходит постепенное замерзание воды, зона развязной воды не исчезает, а переходит в зону повышенной подвижности воды.

Незамерзшая вода постепенно вымерзает. Количество незамерзшей воды зависит от температуры грунта, его дисперсности, содержания обменных катионов и т.д.

Влияние растворенных ионов на структуру и фазовые переходы воды в дисперсных грунтах.

Гидратация подразделяется на:

первичную (ион прочно связывает молекулы воды).

вторичную (электростатическое взаимодействие иона происходит за пределами первичной дегидратации)

В зависимости от характера ионов гидратацию разделяют на:

. Положительную - ион взаимодействует с водой сильнее, чем вода с водой.

. Отрицательную - ион взаимодействует с водой слабее, чем молекулы воды между собой.

Вследствие этого, вблизи положительно гидратируемого иона трансляционное движение молекул уменьшается, а вблизи отрицательно гидратируемого иона - увеличивается подвижность молекул. Наличие «+» и «-» ионов приводит к образованию дополнительных ассоциатов.

Наличие положительно гиратируемых ионов приводит к увеличению средней массы ассоциатов, а отрицательно гиратируемые ионы влияют на изменение структуры раствора, сопровождаемое изменением всех его физических свойств: вязкости, плотности и т.д. Где увеличено число отрицательно гидратируемых ионов - вода замерзает при более низкой температуре.

. Миграция влаги в замерзших, мерзлых и оттаивающих дисперсных грунтах

Замерзание и оттаивание грунтов сопровождается миграцией воды

Миграция влаги в тонкодисперсных грунтах приводит к образованию ледяных прослоек, к их осадке и изменению их физических свойств. С термодинамической точки зрения причина миграции воды - неравновесное состояние системы «грунт - вода» и происходит под влиянием градиентов температуры, давления, концентрации ионов. Возможные причины миграции представлены в таблице.

Агрегатные состояния мигрирующей воды и возможные причины миграции

Рассмотрим миграцию воды в определенном объеме замерзшего грунта. Рассмотрим два случая:

Общее количество влаги остается постоянным, происходит только ее миграция и изменение агрегатного состояния объема грунта - «замкнутая система».

При промерзании данного объема грунта общее количество влаги в нем изменяется - «открытые системы».

. Миграция пара

Миграция пара идет от мест с более высокой температурой к местам с более низкой. Большая и меньшая упругость пара может создаваться в зависимости от большей или меньшей температуры испарения от выпуклой до выгнутой поверхности менисков капилляра.

Уравнение Томсона:

Р’ = РА*где: Р - давление пара у плоскостной поверхности

А - капиллярная постоянная

 - плотность пара- плотность жидкости- радиус поверхности

Р - давление насыщенного пара у выпуклой (положительной) или вогнутой (отрицательной) поверхности.

. Миграция жидкой воды

Передвижение влаги в дисперсных породах подразделяется на 2 части:

Макропроцессы (движение свободной, гравитационной воды)

Микропроцессы (движение несвободной, незамерзшей воды)

Теория Федосова.

Федосов, изучая льдовыделение в дисперсных грунтах, сделал выводы:

Пластичность грунтов определяется наличием коллоидных частиц, связывающих воду. Вследствии этого грунты могут набухать.

Набухшие грунты замерзают и отдают часть влаги и уменьшаются в объеме.

Выделенная замерзшая вода увеличивается в объеме на 9%. Если первое уменьшение объема больше чем увеличение объема замерзания воды, то при замерзании общий объем грунта уменьшиться, в противоположном случае грунт пучится.

Неравномерная усадка грунтов приводит к образованию в них трещин.

Усадка грунта - результат работы компрессорных сил. Эти силы сжимают коллоидные оболочки частиц грунта, перераспределяет их по объему - идет образование трещин, изменяется характеристика пористости грунтов.

Теория Гольдштейна.

М.Н. Гольдштейн выдвинул гидротационную теорию льдообразования для глинистых грунтов. Он считал, что причина миграции влаги - разница осмотических давлений в пленках окружающих частиц грунта. В пленках располагающихся ближе к кристаллам льда вода переходит в лед, остается связная вода. Миграция влаги идет от нижележащих талых массивов к более холодному фронту.

Теория Лыкова.

Миграция влаги в пористых средах.

Лыков вывел формулу, описывающую зависимость миграции влаги от градиентов температуры и влажности:

i = k (grad U + grad t)

i- количество мигрируемой влаги через единицу поверхности.- коэффициент теплопроводности.

 - удельный вес сухого материала.- температура.

 - коэффициент термовлагопроводности, показывающий какой будет переход влажности при перепаде температуры на 1 С и U=0.- влажность сухой нарезки, %.

= =

)Образование прослоев льда

При промерзании влажных глинистых грунтов при определенных условиях могут формироваться прослои льда.

Замерзание воды в грунтах возможно при условии отвода теплоты кристаллизации.

а в

Граница раздела 2х сред. >

Возможны три случая:

Когда Q2 > Q1, подтаивание мерзлого слоя снизу, граница ав перемещается вверх= Q1 ав неподвижна< Q1 возможно промерзание грунта, ав перемещается вниз

.а. Q1 - Q2 = q - теплота кристаллизации, ав не перемещается

.б. Q1 - Q2 > q, тепла больше отводится, чем подводится, ав перемещается вниз.

В первом случае (3.а) отток тепла с фронта промерзания недостаточен для промерзания грунта, залегающего ниже фронта промерзания. Здесь замерзает только влага, находящаяся на этом уровне. Чем дольше сохраняется это условие, тем больше прослой.

.б. От фронта промерзания уходит больше тепла, чем приходит снизу и поэтому фронт промерзания движется вниз, а ледяной прослой не формируется.

В зависимости от скорости промерзания и интенсивности миграции воды к фронту промерзания могут формироваться различные криогенные текстуры. При больших скоростях промерзания влага не успевает мигрировать и замерзает на месте, образуя массивные или порфировидные текстуры. При медленном промерзании на разных глубинах могут наступать равновесные условия и образовываться прослои льда.

Миграция влаги к растущему горизонтальному прослою льда и ее замерзание приводит к иссушению и усадке нижележащего слоя. Эта усадка может вызвать напряжение и растяжение а также вертикальные трещины, в которые может мигрировать влага, образуя вертикальные прослои льда - сетчатые криогенные текстуры. Мощность и форма ледяных прослоев определяется характером тепло и влагообмена, льдовыделением и т.д. Более высокая интенсивность и скорость влагонакопления наблюдается в породах, содержащих большое количество пылеватых фракций, а также при оптимальном соотношении плотности и скорости промерзания.

Современные представления о миграции влаги в замерзающих, мерзлых и оттаивающих грунтах сводятся к следующему:

миграция влаги вызывается неравновесным состоянием системы «грунт - вода» и происходит под влиянием градиента температуры, влажности, плотности, концентрации ионов, электромагнитного поля и т.д. При этом ведущим фактором является градиент температуры, изменение которого вызывает изменение всех других факторов.

При наличии в мерзлых горных породах незамерзшей воды, в них под действием градиента потенциала происходит миграция влаги.

миграция незамерзшей воды выводит ее из состояния равновесия, что приводит к недостатку (иссушению, растрескиванию) или избытку (льдовыделение, пучение).

Миграция незамерзшей воды и льдовыделение вызывает в оттаивающих грунтах неравномерное изменение их элементарного объема и развитие объемных градиентных напряжений и деформаций.

Льдовыделение мигрирующей влаги происходит в тех участках, где она по термодинамическим условиям является неравновесной и избыточной.

В переменных температурных полях первичные криогенные текстуры изменяются так как продолжается миграция и фазовые переходы незамерзшей воды.

Миграция влаги и льдовыделение во влажных горных породах возможны как при охлаждении, так и при нагревании мерзлых грунтов в области отрицательных температур.

Строение и свойства мерзлых горных пород

Важнейшей характеристикой мерзлых горных пород является их состав. Свойства горных пород определяются их строением. Обычно различают структуру и текстуру горных пород. Структура горных пород по Шумскому - это особенности строения, обусловленные размерами, формой, относительным количеством и ориентировкой составных частей пород.

Текстура - определяется как пространственным расположением ее основных частей, так и степенью заполнения породы (слоистость, сланцеватость).

. Виды структур мерзлых горных пород

Структура мерзлых пород определяются двумя факторами:

Характером унаследованных геологических структур.

Характером содержащегося в них льда.

В скальных породах структура не меняется. В рыхлых породах до их промерзания различают агломератную структуру, названную соответсвенно гранулометрическому составу пород, например, пиллитовые структуры глин, алевролитовые структуры и т.д. Эти структуры свойственны и мерзлым горным породам. По Шумскому геологическая характеристика структур дополняется типом льда, содержащегося в породах.

В зависимости от степени заполнения пород льдом различают:

) Контактный (лед в местах контакта).

)Пленочный (лед обволакивает частицы, но некоторые поры не заполнены).

)Поровый (лед цемент, который заполняет все поры, но частицы не раздвинуты).

) Базальный (все заполняется льдом, частицы раздвинуты).

Тип льда - цемента зависит от начальной влажности пород и от миграции влаги при промерзании.

Контактовый и пленочный тип наблюдается в плохо насыщенных водой песчаных и грубообломочных породах. В пылеватых и глинистых породах - базальный лед.

Структура льда - цемента относится к типу кристаллически-зернистых структур. В зависимости от размера зерен различают структуры:

Явнокристаллические (крупно, средне и мелко кристаллические)

Скрытокристаллические (микро и ультра микро кристаллические)

Равномерно зернистые

Неравномерно зернистые (порфировые)

По форме и кристаллографической ориентировки зерен, различают структуры:

Неправильно зернистые (аллотриаморфнозернистые)

зерна деформируются, ориентация кристаллов беспорядочна.

Призматические (панидеаморфнозернистые), когда кристаллы льда имеют упорядоченную ориентировку

Промежуточные (гипидеоморфнозернистые)

У льда имеются промежуточные структуры двух видов:

а) пластичная

б) столбчатая

В зависимости от соотношения зерен льда - цемента с частицами грунта различают структуры:

а) межчастичную структуру (интерсептальную)

б) объемлющую структуру (пойтилитовую)

Полное определение структур мерзлых горных пород должны включать указанные характеристики.

Например: пылеватый суглинок имеет алевролитовую структуру, с неправильно зернистым базальным ледяным цементом.

. Текстуры мерзлых пород, условия их развития

Текстура мерзлых пород определяется взаимным расположением, сцементированных льдом минеральных агрегатов. Наиболее часто применяется классификация текстур по Шумскому, в которой в зависимости от наличия формы и расположения ледяных шлиров выделяют текстуры:

Массивная - ледяные шлиры отсутствуют, есть отдельные кристаллы.

Слоистая - ледяные шлиры в виде параллельных слоев.

Ячеистая (сетчатая) - помимо горизонтальных ледяных слоев имеются вертикальные.

Второй и третий типы в зависимости от размера слоев и ячеек подразделяются на:

микро, тонко и толстослоистые.

микро, мелко и крупноячеистые.

Промежуточные текстуры: порфировидная, слоистоячеистая.

Формирование криогенных текстур зависит от трех факторов:

Литолого - фациальных особенностей пород и их свойств.

Их влажностью и возможностью потока влаги к фронту промерзания.

Условиями промерзания, характером верхних граничных условий и нижних граничных (геотермическим градиентом и теплопотоком из недр).

Массивная криогенная текстура образуется при большой скорости промерзания, когда влага не успевает мигрировать к фронту замерзания. Чем больше скорость замерзания, тем меньше образуется кристаллов льда.

Слоистые текстуры образуются тогда, когда градиент температуры и скорость промерзания относительно малы или достаточно малы, чтобы влага успевала мигрировать к фронту промерзания. Чем дольше существует такое равновесие, тем больше формируются толстые ледяные пласты. В образовавшиеся трещины усыхания мигрирует влага, замерзает и образуются вертикальные шлиры. Таким образом образуется ячеистая текстура.

Слоистые криогенные текстуры образуются двумя путями:

При промерзании первоначально талых пород.

При повторных периодических промерзаниях слоя летнего оттаивания над многолетней мерзлой толщи, в условиях ежегодного осадконакоплении.

В первом случае образуются эпигенетические криогенные текстуры, главной особенностью которых является то, что с глубиной прослойки льда и ячейки становятся мощными и крупными, расстояние между ними увеличивается, но затем прослои становятся более тонкими, хотя такими же редкими. Во втором случае, когда идет ежегодное осадконакопление, летом вода просачивается к многолетней мерзлой толще - на границе формируются текстуры. Такие криогенные текстуры называются сингенетическими(синкриогенными) текстурами. Соответственно и толщи многолетнемерзлых ГП, называются эпикриогенными и синкриогенными мерзлыми толщами.

Промежуточные криогенные текстуры - полигенетические криогенные текстуры.

Эпигенетические мерзлые толщи возникают в местах отступания водоемов, речных русел, регрессий моря. Обычно мерзлые толщи в этом случае имеют меньшую льдистость. Мощность таких пород обычно ограничивается глубиной распространения колебаний годовых температур, 10-15 м, а ниже ледяные слои отсутствуют и формируется массивная текстура.

Сингенетические мерзлые толщи обычно развиваются в пойменных толщах и там, где возможно периодическое накапливание осадков. Если имеется равновесие опускания местности и идет осадконакопление, то мощность сингенетических толщ может достигать нескольких десятков. Льдистость таких пород обычно больше и часто достигает 60-80%. Полигенетические могут образовываться в термокарстовом море.

. Генетические типы льда в мерзлых горных породах

Лед, формирующийся в ГП при промерзании имеет различный генезис, различается по текстурным и структурным особенностям, по условиям образования и залегания в связи с чем подразделяются на несколько типов:

типа подземного льда, которые соответствует особым условиям его образования:

)Заполнение льдом полостей в мерзлых породах образует пещерно-жильные льды.

)Погребение льдов - погребенные льды.

)Промерзание увлажненных ГП создает конституционные льды.

По Шумскому генетическая классификация подземных льдов следующая:

Распространенность указанных типов убывает в порядке нумерации, а величина отдельных образований возрастает.

Физические и механические свойства мерзлых пород.

Различают: а) тепловые свойства дисперсных мерзлых пород:

Теплота кристаллизации чистой воды= 79,67 калорий/гр.

Коэффициент теплопроводности

определяется из формулы Фурье:

Q= -хS

Q- Количество тепла, проходящего через площадь S, за время , при градиенте

- рассчитывается как сумма составляющих частей

Коэффициент теплопроводности грунта зависит от соотношения единиц пород к ее компонентам. Различают теплопроводность в мерзлом и талом состоянии.

Теплоемкость грунта.

Различают истинную теплоемкость, численно равную количеству тепла, которое нужно сообщить единице веса породы, чтобы изменить ее температуру на один градус, при отсутствии фазовых переходов. Эффективная теплоемкость равна полному количеству тепла.

Коэффициент теплопроводности

К= с-теплоемкость

 - удельный вес грунта

б) физико - механические свойства мерзлых пород:

При промерзании дисперсных горных пород резко меняются физико-химические свойства. Эти свойства зависят от типа грунта и от условий промерзания.

Суммарная влажность- если при промерзании влага не мигрирует, а замерзает на месте, то влажность не изменяется. А если влага мигрирует, то замерзает и может быть 2 случая:

а)промерзание с потоком влаги извне изучаемого объема грунта

б)промерзание без подтока влаги, но с перераспределением внутри объема.

Сезонное промерзание и оттаивание горных пород

1. Постановка вопроса об изучении сезонного промерзания (оттаивания) горных пород

. Классификация типов сезонного промерзания (оттаивания) пород

. Особенности состава и криогенного строения сезонно-талого и сезонно-мерзлого слоев

. Влияние различных природных факторов на сезонное промерзание (оттаивание) горных пород

5. Потенциальное сезонное промерзание (оттаивание) горных пород

Сезонное промерзание и оттаивание горных пород представляют собой разные понятия и по Кудрявцеву определяются следующим образом:

Сезонное промерзание - это промерзание талых пород, имеющих среднегодовую температуру больше 0 градусов. Слой сезонного промерзания подстилают немерзлые или талые породы и образуется за счет теплооборотов, идущих при отрицательных температурах .

Сезонное оттаивание - представляет собой оттаивание мерзлых пород, имеющих среднегодовую температуру меньше 0 градусов.

Слой сезонного оттаивания подстилается многолетнемерзлыми породами и образуется за счет теплооборотов, идущих при положительных температурах.

. Постановка вопроса об изучении сезонного промерзания и сезонного оттаивания пород

Три основных направления:

Географическое - оно охватывает изучение пространственных особенностей сезонного оттаивания и промерзания и зависимости их глубин от различных факторов(растительности,снежного покрова и т.д).

Теплофизическое - когда рассматриваются процессы сезонного промерзания и оттаивания как теплофизические процессы, при этом преследовалась цель получения математической зависимости мощности от температуры воздуха, теплофизических свойств грунта и т.д.

Техническое - формировалось среди строителей и железнодорожников. Преследовалась цель получения упрощенных математических формул и построение графиков.

. Классификация типов сезонного промерзания и оттаивания. (Колосков и Кудрявцев)

Эта классификация построена таким образом, что выделены генетические (общегеографические) типы сезонного промерзания и сезонного оттаивания пород. Их выделение проводится по четырем основным параметрам: по среднегодовой температуре на подошве слоя СП и СО, по амплитуде годовых колебаний на поверхности этого слоя, по влажности грунтов и по составу грунтов. Первые два фактора являются географическими факторами, 3 и 4 геологическими.

Классификация Кудрявцева по среднегодовой температуре t:

Переходный тип 0  t 1

Полупереходный тип 1 t 2

Длительно - устойчивый тип 2 t 5

Устойчивый тип 5 t 10

для сезонного промерзания: Южный +10<t<+15

для сезонного оттаивания: Арктический -10<t<-15

. Субтропический тип +15<t<+20

. Полярный тип >-15

По амплитуде годовых колебаний температуры на поверхности грунта выделяют следующие типы:

Морской, если А<7.5 С

Умеренно - морской от 7,5 до 11С

Умеренно - континентальный 11 - 13,5С

Континентальный 13,5 - 17С

Повышенно - континентальный 17 - 21 С

Резко - континентальный 21 - 24 С

особо резко - континентальный >>24 С

Внутри каждого общегеографического типа выделяются разновидности сезонного промерзания и оттаивания грунтов по составу и влажности. По составу:

Монолитная скальная порода

Гравийно - галечные и щебнистые грунты

Крупнозернистый песок

Среднезернистый песок

Мелкозернистый песок

Тонкозернистый песок

Супеси

Суглинки

Глины

Торф

По влажности различают 4 градации, в зависимости от количества влаги, участвующей в фазовых переходах:

Если влажность W естественная < W незамерзшей воды, то фазовые переходы не происходят. Максимальное сезонное промерзание.

. Если W естественная > W незамерзшей воды.

Wест < Wн +1/3(Wп -Wм )

Wп - полная влагоемкость, глубокое сезонное промерзание (оттаивание).

. Если Wн +1/3(Wп -Wм ) <Wе<. Wн + 2/3(Wп -Wм ) - среднее промерзание (оттаивания)

Если Wест> Wн +1/3(Wп -Wм ) - мелкое промерзание.

По этим признакам выделяется 3400 типов сезонного промерзания и оттаивания. Классификация позволяет картировать глубину сезонного промерзания и оттаивания.

3. Особенности состава и криогенного строения сезонно- талого (СТС) и сезонно- мерзлого слоев (СМС)

Многократное промерзание или оттаивание приводит к выветриванию горных пород и образованию дисперсных грунтов.

Установлено, что пределом механического разрушения пород являются пылеватые частицы размером от 0,05 до 0,005. При многократном замерзании (оттаивании) глинистых частиц происходит коагуляция - вторичное образование частиц. СМС и СТС характеризуются повышенной пылеватостью отложений.

Криогенное строение СМС и СТС определяется следующим:

Составом, сложением и водными свойствами грунта.

Их предзимней влажностью и характером ее распределения по разрезу.

Глубиной залегания и режимом грунтовых или надмерзлотных вод.

Динамикой зимнего промерзания.

Исходя из этого для СМС и СТС при отсутствии миграции влаги при замерзании характерны унаследованные массивные, корковые, базальные криогенные текстуры. Степень заполнения трещин и пор льдом определяется предзимней влажностью. Перераспределение влаги возможно только в результате отжатия ее вниз, поэтому для СМС характерны:

а) льдистость пород больше чем их полная влагоемкость.

б) некоторое увеличение льдистости грунтов в нижней части СМС по сравнению с верхней.

Для СТС характерно:

а) несколько большая влажность и льдистость пород у подошвы этого слоя, чем у его верхней части (при отсутствии в период промерзания надмерзлотных вод), т.е когда в целом по слою льдистость меньше чем полная влагоемкость.

б) в случае существования при промерзании горизонта надмерзлотных вод возникновение замкнутых напорных систем и образование бугров пучения с линзами инъекционного льда или с базальной текстурой у галечников.

При наличии миграции влаги в СМС и СТС формируются миграционные типы криогенных текстур: слоистые, сетчатые, линзовидные.

В случае промерзания дисперсных пород различают 2 случая:

Уровень грунтовых вод залегает близко к дневной поверхности.

Когда УГВ залегает глубоко.

Для первого случая характерно:

а) формирование слоистых криогенных текстур с некоторым увеличением мощности шлиров в нижней части СМС.

б) суммарная льдистость грунтов СМС превышает влагоемкость его в талом состоянии.

Для второго случая характерно:

а) формирование тонкослоистых и линзовидных текстур в верхней части СМС.

б) небольшое увеличение суммарной льдистости по сравнению с суммарной предзимней влажностью.

в) существенное перераспределение влаги в процессе промерзания ее с увеличением влажности в верхней части СМС.

. Влияние различных природных факторов на сезонное промерзание (оттаивание)

Влияние различных географических условий можно оценить с помощью схемы Кудрявцева, через влияние на классификационные параметры (А0, состав и влажность пород).

По характеру изменений этих параметров:

)Зависимость глубин сезонного промерзания (оттаивания) пород от средней температуры на подошве СМС и СТС и амплитуды годовых колебаний температуры на поверхности грунтов.

Из рисунка следует, что с увеличением А0, увеличивается , а с уменьшением А0,  уменьшается. Одна и та же  может встречаться при различных А и А.

) Зависимость глубин сезонного промерзания (оттаивания) пород от их состава, влажности и теплофизических характеристик пород.

Изменение литологического состава пород приводит к изменению их теплофизических характеристик.

Из формулы Кудрявцева  =  следует что  прямо пропорциональна √.

С увеличением дисперсности пород  уменьшается, потому что увеличивается количество пор, поэтому при прочих равных условиях max будет в грубодисперсных грунтах и min в тонкодисперсных.

Более плотные породы имеют большую теплопроводность и теплоемкость.

При рассмотрении влияния состава пород на , необходимо учитывать и влажность пород.  дисперсных пород с увеличением W - увеличивается талое, увеличивается в диапазоне малых W.

Изменение мерзлое с изменением влажности имеет иной характер: при увеличении W в диапазоне малых W мерзлое уменьшается, т.к возникшие кристаллы льда нарушают теплопроводность частиц. В других случаях увеличение льдистости приводит к увеличению теплопроводности.

Чем больше W тем больше тепла затрачивается на переходы, тем меньше .

Общая зависимость  от влажности может быть представлена:

Состав и влажность пород существенно влияет  через температурную сдвижку, под которой понимается разница между среднегодовой температурой на подошве и на поверхности этого слоя.

ttп п

= t- tп п

Физическая природа температурной сдвижки объясняется тем, что при мерзл>талое за полупериод охлаждения через слой  отводится больше тепла, чем в этот слой поступает за полупериод нагревания.

Эффект температурной сдвижки очень важен для понимания закономерностей формирования мерзлых толщ. Делая вывод о влиянии влажности учитывают затраты на фазовые переходы, эффект температурной сдвижки. Влияние влажности на глубину сезонного промерзания меньше чем на глубину сезонного оттаивания. При сезонном промерзании увеличивается температурная сдвижка, при увеличении влажности частично компенсируется уменьшением  за счет увеличения затрат на фазовый переход. При сезонном оттаивании влияние влажности оказывается максимальным, т.к и увеличение  и возрастание Qф приводит к сокращению оттаивания.

3) Влияние снежного покрова на глубину сезонного промерзания и сезонного оттаивания грунтов

Снег является одним из наиболее сильных факторов, влияющих на сезонное промерзание и оттаивание грунтов.

Белый покров увеличивает альбедо земной поверхности, альбедо составляет 70-80%. Снежный покров уменьшает поглощение лучистой энергии, обладает малой теплопроводностью и предохраняет породы от теплопотерь. Снег способствует повышению среднегодовых температур. В случае, когда снег задерживается на поверхности земли после смены теплооборотов - снег выступает как охлаждающий фактор. Снеготаяние- задержка прогрева пород. При росте мощности снега, снег превращается в ледники, что препятствует дальнейшему охлаждению пород.

По Кудрявцеву:

При мощности снега до h1 преобладает охлаждающее влияние за счет .

При мощности снега от h1 до h2 - отепляющее влияние снега как теплоизолятора.

При мощности снега от h2 до h3 - постепенное уменьшение отепляющего влияния снега за счет стаивания.

При h=h3 влияние снега нулевое, т.к взаимно компенсируется, препятствует зимнему охлаждению и летнему нагреванию.

>h3 постепенно увеличивается охлаждающее влияние за счет геометрического градиента.

> h4 мощная толща ледника, работает геометрический градиент.

Рассчитать отепляющее влияние снега можно несколькими способами. Наиболее известна формула Кудрявцева. Имеется две формулы Кудрявцева: 1)сокращенная, в которой он статистическим путем вывел зависимость отепляющего влияния в зависимости от мощности снежного покрова 2)полная формула Кудрявцева, в нее входят факторы, учитывающие величину теплооборотов в грунте.

Влияние снега на глубину сезонного промерзания и сезонного оттаивания:

 Снятие снежного покрова не значительно сказывается на глубине сезонного оттаивания.

 Снятие снежного покрова значительно сказывается на глубине сезонного промерзания.

4) Влияние растительного покрова на глубину сезонного промерзания и сезонного оттаивания.

Влияние растительности многообразно:

)Растительный покров влияет через изменение теплообмена между почвой и атмосферой. Растительность задерживает прямую и обратную солнечную радиацию, что способствует охлаждению грунтов. Зимой в лесу теплее, так как растительный покров оказывает отепляющее воздействие. Зависит от широты местности, от видового состава растительности.

) Растительность влияет на температурный режим грунтов через воздействие на влагообмен между почвой и атмосферой. Это воздействие идет многими путями:а)различные виды растительности по- разному испаряют влагу, влияя тем самым через влажность воздуха и почвы на тепловой баланс; б)разные виды растительности по- разному воздействуют и используют снег, что также влияет на СП и СО; в)различные виды растительности по-разному удерживают влагу в почвах и формируют различные теплофизические свойства грунтов.

В южных районах растительность оказывает охлаждающий эффект.

В северных районах растительность оказывает отепляющее влияние.

5)Влияние водного покрова на температурный режим.

Для пресных водоемов:

Если глубина меньше толщина льда, то озеро может промерзать до дна.

На глубине Н=Н1 tср=0.

При толщине льда меньше Н1 среднегодовая температура на поверхности дна ниже 0°С.При толщине льда больше Н1, она больше 0°С.

В зависимости от глубины водоема выделяют 3 режима температуры донных отложений:

) Глубина Н<H1 температура донных отложений ниже 0°С., отложения находятся в многолетнемерзлом состоянии.

) Глубина водоема Н>H1<Hльда среднегодовая температура донных отложений положительная, зимой частично промерзает, т.е. сезонное промерзание донных отложений.

) Глубина Н>Нльда, водоем не промерзает до дна, под ним талик.

)Зависимость глубин сезонного промерзания и сезонного оттаивания от рельефа и экспозиции склонов.

Положение участка в рельефе местности определяет температурный режим верхнего горизонта горных пород.

Это выражается:

Среднегодовые температуры горных пород, почвы и изменяется в зависимости от абсолютной отметки местности (с увеличением отметки на 213м среднегодовая температура воздуха и горных породах понижается на 1°С). В горных районах есть зимняя температурная инверсия (в условиях антициклона холодный воздух скатывается в котловину и застаивается там).

Изменение высоты приводит к изменению литологического состава, влажности горных пород, а также снежного и растительного покрова. В результате температура пород изменяется на 10-20°С по сравнению с породами на уровне моря.

Положение участка местности в рельефе влияет на теплообмен и  через различную экспозицию склонов по отношению к сторонам света и от крутизны склона (максимальное поглощение лучей при перпендикулярном положении).

7)Влияние заболоченности на сезонное промерзание и оттаивание пород.

Обычно на заболоченных участках (Забайкалье, Якутия) температура грунтов на 0,5-1-1,5°С ниже чем на сухих, дренированных участках. В районах с большей мощностью снега 0,8-1м наблюдается обратная зависимость. Это связано с тем, что летом на болотах аккумулируется больше тепла чем на сухих участках, однако температура там сильно не поднимается. Зимой если мощность снега маленькая влажные участки быстро промерзают, через льдистый грунт отдача температуры идет быстрее. Температура воздуха в приземном слое летом меньше за счет испарения.

8)Влияние инфильтрации теплых летних осадков на глубину сезонного промерзания и оттаивания пород.

Помимо кондуктивного теплообмена горные породы изменяют температуру вследствие конвективного теплообмена.

путем миграции влаги к фронту промерзания

путем инфильтрации теплых и холодных пород

путем поступления в породу теплого или холодного воздуха.

Интенсивность переноса тепла в породах путем инфильтрации летних осадков определяется их количеством, температурой осадков, фильтрационными свойствами грунтов, характером поверхности.

Для расчета отепляющего влияния осадков используется формула:

tинф=

где =

где: V - количество летних осадков, инфильтрирующихся в горные породы.осад - средняя летняя температура осадковпериод колебаний =8760ч

 - глубина сезонного промерзания (оттаивания)

А0 - амплитуда годовых колебаний.- среднегодовая температура грунта.

9) Влияние хозяйственной деятельности человека на глубину сезонного промерзания (оттаивания) пород.

При деятельности человека все факторы, влияющие на глубину сезонного оттаивания (промерзания) пород изменяются.

Пример: может ли меняться А0? Может из-за изменения прозрачности атмосферы.

5. Потенциальное сезонное промерзание (оттаивание) горных пород

промерзаниеоттаивание

Потенциальное сезонное оттаивание - это такое оттаивание, которое было бы если бы все теплообороты использовались на оттаивание мерзлых пород.

Для участка с многолетне - мерзлыми породами.

Потенциальное сезонное промерзание - это такое промерзание, которое было, если бы все теплообороты при отрицательных температурах расходовались на промерзание пород.

Чтобы рассчитать глубину сезонного промерзания (оттаивания) используются формулы расчета  (например формула Кудрявцева, при этом в нее подставляется место А 0 - сумма А 0 и среднегодовых температур, вместо средней температуры подставляется 0).

Перелетки

Эпизодические увеличения глубины сезонного промерзания не сопровождаются соответствующим увеличением летнего оттаивания, что может привести к образованию СМС, не оттаивающего в летний период.

Чтобы возник СМС необходимо временное понижение годовых температур ниже 0°С. Максимальная возможная мощность перелеток рассчитывается как разница между потенциальной глубиной сезонно- мерзлого и сезонно- талого слоев.

Формирование и развитие многолетне мерзлых толщ горных пород

1. Основные положения теории развития многолетнемерзлых толщ

. Влияние верхних граничных условий на формирование многолетнемерзлых толщ

. Влияние нижних граничных условий на формирование многолетнемёрзлых толщ

. Влияние подземных вод на формирование мощности многолетнемерзлых толщ

. Влияние процессов аккумуляции осадков, литогенеза, эрозии и неотектонических движений на развитие многолетнемерзлых толщ

. Принципы классификации многолетнемерзлых толщ

. Основные положения теории развития М.М.Т

Основные теплофизические закономерности развития М.М.Т аналогичны но не идентичны закономерностям развития сезонно мерзлых пород.

Различие: различное время формирования, учитываются геологические процессы, меняются верхние граничные условия.

Выводы Кудрявцева:

Необходимо провести анализ сложного изменения температурных условий на верхней границе мёрзлой толщи. Эти условия слагаются как суточными и годовыми колебаниями температур, так и под влиянием колебаний с различными периодами: 3-летний; 9-11-летний; 40-летний и т.д.

-3 года

Реальный ход изменения температуры на поверхности складывается из разных по периоду и амплитуде колебаний температуры.

Анализируется характер, глубина и скорость распространения в глубину температурных колебаний с различными периодами, при этом учитывается:

а)колебания с глубиной затухают тем скорее, чем меньше период колебаний;

б)фазы колебаний температуры горных пород запаздывают во времени по глубине;

в)с глубиной колебания с более короткими периодами постепенно исключаются и ниже остаётся наложение меньшего числа колебаний;

Периоды с разной амплитудой и разными периодами колебаний проникают на разную глубину.

Необходимо учитывать литологические особенности мерзлых пород, определяющие тепло-физические характеристики. Учитываются нижние граничные условия, это скажется на динамике мерзлотного процесса.

 - формула Кудрявцева.

Т - длина периода.

Из уравнения следует, что максимальная мощность многолетнего промерзания  является функцией параметров: Т, А, t, c, Qф, , нет геометрического градиента .

. Влияние верхних граничных условий на формирование ММТ

При гармоничных изменениях температуры на поверхности, верхние граничные условия выражаются через:

Т - период многолетних колебаний.

А - амплитуда- положение оси колебаний, средняя температура пород

Три типа формирования средней многолетней температуры:

По соотношению средних максимальных и минимальных температур на поверхности пород за период Т возможны 3 случая формирования М.М.Т.max<0C Формирование М.М.Т существует в течении всего периода, колеблется ее нижняя граница, изменяется от в1до в2.min<0C, tср<0C, t max>0C. Образование М.М.Т с эпизодически возникающим слоем оттаивания в пределах а1, а2 и с периодически изменяющейся глубиной нижней границе М.М.Т в1-в2.ср>0C, t min<0C. Эпизодически возникает М.М.Т в пределах а-в.

3. Влияние нижних граничных условий на развитие ММТ

Нижние граничные условия, определяющие движение подошвы М.М.Т., характеризуются фиксированной температурой, соотношением потоков тепла по обе стороны границы раздела в2, где теплопоток q2, при этом если q1= q2 - подошва неподвижна. Если q1>q2 - промерзание М.М.Т (подошва перемещается вниз), если q1<q2 - оттаивание М.М.Т (подошва перемещается вверх).

. Влияние подземных вод на формирование мощности ММТ

Формирование и развитие М.М.Т. происходит в динамическом, тепловом взаимодействии с подземными водами.

Это влияние зависит от типа гидрогеологической структуры, условий питания, транзита, разгрузки, динамического режима, химического состава и температуры подземных вод. Тепловое взаимодействие подземных вод и многолетнемёрзлых толщ объясняется конвективностью теплообмена. Наибольшее тепловое влияние на М.М.Т. оказывают термальные воды, т.к. связаны с глубинными разломами и артезианские, восходящие с больших глубин.

Значительное влияние при этом имеет интенсивность водообмена.

. Влияние процессов аккумуляции, литогенеза, денудации, эрозии на развитие ММТ

Накопления молодых четвертичных мёрзлых осадочных пород в опускающихся депрессиях изменение мощности мёрзлых толщ зависит от соотношения между скоростью опускания нижней границы мёрзлой толщи и скоростью её протаивания снизу. В случае равенства этих скоростей аккумуляция осадков и опускание территории не вызовут никакого увеличения мощности мёрзлых толщ Последнее может произойти только в случае, когда скорость протаивания снизу вследствие нарушения термодинамического равновесия меньше скорости накопления мёрзлой толщи и её промерзания сверху.

Наоборот, противоположный случай - поднятие территории в связи с денудацией поверхности при достаточной скорости последнего процесса должно вообще несколько уменьшить мощность мёрзлых толщ. Но, как правило, процессы денудации настолько медленны по сравнению с процессами поднятия и особенно промерзания, что в горах успевают образовываться даже более мощные мёрзлые толщи, чем в депрессиях, тем более, что с высотой относительно понижается и средняя температура пород.

Таким образом, неотектонические движения, процессы аккумуляции осадков и денудация могут заметно влиять на изменения мощности мёрзлых толщ только в том случае, когда их скорость одного порядка со скоростью промерзания (протаивания) пород или превосходит последнюю.

При литогенезе осадочных пород выделяется некоторое количество тепла, которое принципиально должно влиять на мощность и температуру образующихся в них мёрзлых толщ.

6. Принципы классификации ММТ

По Кудрявцеву все возможные классификационные признаки разбивают:

Геолого-морфологическая обстановка и состав горной породы.

Особенности теплообмена в связи с геолого-географической обстановкой.

Особенности самих М.М.Т и их частные характеристики.. Классификационные признаки разделения М.Т по геолого-географической обстановки и составу пород.

типа М.Т., приуроченных к современным структурам земной коры:

а) мерзлые толщи платформенных областей со слабым проявлением неотектоники. Западная Сибирь.

Области подразделяются на: континентальные, шельфовые( расположенные в пределах континента отмели). Забайкалье, Якутия, Урал.

б) М.Т областей материкового горообразования.

Области делятся на: области со слабым процессом горообразования, средней интенсивности, весьма интенсивное горообразование.

в) М.Т области современных геосинклиналей. Подразделяются на высокие поднятия и глубокие прогибы.

Эти структурные формы в значительной степени определяют особенности геоморфологических условий формирования М.М.Т.

По геоморфологическим условиям, по соотношению рельефа с типом геологических структур, М.М.Т делятся на 3 группы:

) многолетние М.Т. в пределах аккумулятивных равнин.

) М.Т. в пределах денудационных равнин.

) М.Т. в пределах гор и нагорий.

Деление М.Т. по характеру гидрогеологических структур:

а) М.Т артезианских бассейнов платформенного типа.

б) М.Т артезианских межгорных впадин и предгорных прогибов.

в) М.Т водоносных систем, трещинных вод, древних кристаллических массивов.

г) М.Т сочлененных бассейнов подземных вод горных бассейнов.

По минерализации подземных вод. При промерзании водоносных горизонтов:

а) с пресными водами (до 1г/л);

б) солоноватыми (от 1 до 10 г/л);

в) солеными (от 10 до 50 г/л);

г) рассолами (>50 г/л).

Подразделение М.Т по генезису, составу и возрасту производится в соответствии с геологической классификацией..Классификационные признаки подразделения М.Т. по характеру теплообмена:

.По широте местности:

южный;

средний;

северный

Характеризуется величиной поглощения солнечной радиации.

. По средне годовым температурам горных пород М.Т. делятся на:

tср 0 до -1C

tср -1 до -3C;

tср -3 до -5C;

tср -5 до -10C;

tср >-10C.

. по континентальности климата выделяются типы М.М.Т., свойственные:

морскому климату, с амплитудой температур до 11C;

континентальному климату, с амплитудой температур от 11 до 17C;

- резко континентальному климату, с амплитудой температур >17C.

. По длине периода колебаний температуры на поверхности земли:

а) толщи горных пород существующих в мерзлом состоянии в течении современного периода - QIV:

короткопериодные (до 10 лет);

среднепериодные (сотни лет);

длиннопериодные (тысячи лет).

б) толщи мерзлых горных пород существующих со времен формирования - QIII;

в) среднечетвертичный период со времен QII;

г) нижнечетвертичный период со времен QIII;

д) дочетвертичный период со времен NIII-II.

. По соотношению средних и экстремальных температур горных пород:

а) tmax<0C М.Т - сливающаяся, но ее нижняя граница перемещается.

б) tср<0C tmax>0C М.Т. периодически формируется и оттаивает, в некоторые периоды времени образуется несливающаяся мерзлота или слоистая, средняя часть М.Т постоянна.

в) tmin<0C ) tср>0C М.Т. появляется только в «холодную» часть периода.

. По величине теплопотока снизу к подошве М.М.Т.:

а) с малым теплопотоком при 0-0,2C/м

б) со средним теплопотоком 2-4C/м

в) с большим теплопотоком >4C/м

. По льдости М.Т.:

а) мерзлые толщи без включения льда - морозные;

б) М.Т. малольдистые с массивной криогенной текстурой, с влажностью не намного больше полной влагоемкости.

в) сильно льдистые, с прослоями льда (влажность прилично больше полной влагоёмкости).

. По характеру конвективного теплооборота:

а) М.Т. с конвективным теплообменом за счет циркуляции надмерзлотных вод;

б) М.Т. прерывистого распространения с конвективным теплообменом по таликовым зонам.

в) М.Т. с конвективным теплообменом у их нижней границы за счет циркуляции подмерзлотных вод.

г) М.Т. с конвективным теплообменом за счет циркуляции воздуха в трещинах и пустотах.. Классификационные признаки подразделения М.Т. по особенностям строения и частным характеристикам.

)По характеру распределения:

а) М.Т сплошного распределения, талики только под реками или озерами;

б) М.Т прерывистого распределения, с островами талых пород, М.Т;

в) М.Т прерывистого распределения в виде крупных массивов развитых на фоне талых или не мерзлых пород (площадь М.Т.- >50%);

г) М.Т островного распределения, развиты локально (площадь М.Т.-несколько %); .

д) перелетки в близи южной границы мерзлоты.

. По характеру строения М.Т.:

а) непрерывные или сплошные, без талых прослоек.

б) прерывистые, слоистые, чередование мерзлых и талых слоев.

. По взаимосвязям М.Т. со слоями СМС и СТС:

а) сливающиеся М.Т., СТС - кровля М.Т.;

б) несливающиеся М.Т.,где между подошвой СМС и кровлей есть талая прослойка.

. По генезису М.М.Т.:

а) эпигенетические (промерзание после накопления и эпигенеза горных пород);

б) сингенетические (накапливание и промерзание горных пород идёт одновременно);

в) полигенетические (М.Т. 2-х ярусные).

. По криогенному строению

а) эпигенетические, унаследовавшие криогенные текстуры;

б)эпигенетические, имеющие миграционную криогенную текстуру;

в)сингенетические с криотекстурами, возникшие при перераспределении влаги, при промерзании СТС;

г) эпигенетические и сингенетические с крупными включениями льда, в виде повторно-жильных льдов, гидролаколитов и т.д.

. По строению и составу:

а) одноярусное строение (рыхлые или скальные породы);

б) двухъярусное строение.

. По количеству циклов промерзания:

а) однократно промерзавшие, существуют непрерывно в многолетне мерзлом состоянии.

б) неоднократно промерзавшие и оттаивающие.

. По мощности М.Т в зависимости от их состояния при прочих равных условиях:

а) М.Т предельной мощности, сложены морозными скальными породами с большим коэффициентом теплопроводности.

б) М.Т повышенной мощности, сложены рыхлыми породами

в) М.Т повышенной мощности с влажностью больше влагоемкости.

.По динамике М.Т направления развития мерзлых процессов:

а) деградационные

б) стабильные

в) агрогационные.

Талики.

Талики или талые (таликовые) зоны, представляют собой толщи

талых или немёрзлых горных пород, которые развиты ниже слоя сезонного промерзания и существуют непрерывно более года. При сплошном распространении многолетнемёрзлых горных пород по площади, где пространства, занятые талыми породами, имеют меньшие площади, чем мерзлые толщи, обычно употребляют название «талики».

Могут занимать различное отношение к ММТ:

Залегать с поверхности, пронизанной ММТ насквозь или некоторую глубину.

Быть ограниченными ММТ сверху и снизу или со всех сторон.

Находиться ниже ММТ.

По условиям залегания талых пород категории таликов:

Талики (таликовые зоны);

Межмерзлотные талики;

Внутримерзлотные талики.

Таликовые зоны - островное распределение ММТ, на фоне талых пространств. Талики и таликовые зоны могут быть сквозными и несквозными если на некоторой глубине подстилаются мерзлыми толщами. Межмерзлотные талики - ограничены ММТ. Внутримерзлотные талики - ограничены со всех сторон мерзлыми толщами.

В зависимости от условий залегания таликов подразделяют и подземные воды в таликах:

а) воды сквозных таликов;

б) надмерзлотные воды несквозных таликов;

в) межмерзлотные воды;

г) внутримерзлотные;

д) подмерзлотные

Классификация таликов по условиям их существования:

Классификация Романовского

В классификации Романовского выделяются типы таликов по основным причинам их образования, классы - по гидрогеологическим особенностям, подклассы - по температурным особенностям подземных вод, виды - по отношению таликов к М.Т., подтипы - по причинам образования.

Талики подразделяются на 7 типов:. Радиационно - тепловые. Причиной их образования является радиационно-тепловой обмен на поверхности земли и в приповерхностном слое, приводящий к формированию положительных температур горных пород у подошвы слоя их годовых колебаний.. Гидрогенные талики. Формируются в результате отепляющего влияния водоёмов и водотоков на температурный режим донных слоёв горных пород. Температуры в донных породах бывают или положительными (под пресными и солёными водоёмами и водотоками), или отрицательными, не превышающими точку замерзания минерализованных вод (под солёными водоёмами).. Гидрогеогенные. Существуют в результате напорной восходящей фильтрации подземных вод глубокой (подмерзлотной и межмерзлотной) циркуляции по тектоническим нарушениям, пластам водопроницаемых пород. Воды таких таликов разгружаются в виде субаэральных источников, дающих начало водотокам.. Гляциогенные. Существуют под ледниками, температура которых близка к 0°С. Породы, слагающие ложе таких ледников, находятся в талом состоянии.. Хемогенные. Возникают в результате выделения тепла при окислительных реакциях в толще горных пород.. Вулканогенные. Существуют в районах активной вулканической деятельности под влиянием интенсивной теплоотдачи со стороны магматических очагов, выделения горячего газа.. Техногенные. Возникают в результате деятельности человека (талики под зданиями, дорогами, искусственными водоёмами).

Радиационно - тепловые талики включают в себя подтипы:

)Радиационные талики. Образуются за счет поступления солнечной радиации на склоне южной экспозиции по сравнению с северной, а также при уменьшении альбедо.

)Тепловые талики. Образуются в результате комплексного воздействия ряда факторов, приводящих к повышению уровня теплообмена на поверхности земли и у подошвы слоя их сезонного промерзания - оттаивания.

)Дождевально-радиационные талики. Образуется, когда положительная температура пород формируется под влиянием всего комплекса поверхностных условий, в том числе и привноса в верхние горизонты горных пород инфильтрующимися осадками.

Гидрогенные талики.

)Шельфовые (субмаринные) талики. Существуют в прибрежных участках арктических морей благодаря наличию солёных морских вод, имеющих обычно отрицательную температуру.

)Подэстуариевые. Развиты под эстуариями и дельтами рек, впадающих в море и испытывающих его воздействие.

)Подозерные талики. Развиты под озёрами различного генезиса и существующими благодаря отепляющему воздействию озёрных вод.

)Подрусловые талики. Приурочены к руслам рек и испытывающие отепляющее воздействие поверхностных водотоков.

)Прирусловые талики. Приурочены к прирусловым отмелям.

На классы талики делят по наличию и особенностям существования подземных вод:

)Безводные. Сложены как водопроницаемыми, так и водонепроницаемыми породами, в которых подземные воды на всю мощность талика, т.е. до подошвы окружающих его мерзлых толщ, отсутствуют.

)С застойным режимом. Подземные воды не движутся, находясь в водопроницаемых напластованиях или трещиноватых зонах, ограниченных снизу и с боков водоупорами, часто криогенными.

)Грунтово-фильтрационные, в которых существует поток грунтовых вод, двигающихся по уклону. Такие талики сложены в верхней части водопроницаемыми отложениями, подстилаемыми относительно водоупорными породами.

)Инфильтрационные. Подземные воды имеют нисходящее, часто близкое к вертикальному направление движения по водопроницаемым пластам, трещиноватым зонам.

)Напорно-фильтрационные. Подземные воды имеют восходящее направление движения по водопроницаемым пластам, трещиноватым зонам. Эти талики являются водовыводящими. По ним происходит разгрузка вод глубокой циркуляции.

Подклассы делятся на термальные (с температурой воды выше 0°С) и криогидрогалинные (высокоминерализованные воды с температурой ниже 0°С, но выше температуры их замерзания. Н.И. Толстихин называет такие воды криопэгами).

Есть и другие классификации. Кроме основных характеристик талики разделяют по геологическому строению, которое определяют гидрогеологические особенности таликов, их соотношение с М.Т по площади, разрезу.

По характеру водопроницаемых водоносных пород:

а) поровая, пластово - поровая водопроницаемость в рыхлых породах.

б) порово- трещино - карстово - пластовая в складчатых структурах.

в) трещинно- жильная проницаемость в зонах разрывных нарушений.

г) трещинная в скальных породах.

д) трещинно-карстовая в раскарстованных карбонатах.

По положению в рельефе:

а) водоразделенные;

б) склоновые;

в) долинные.

По характеру теплообмена:

а)кондуктивные;

б)конвективные;

в)кондуктивно-конвективные.

По устойчивости:

а) неустойчивые

б) устойчивые

в) весьма устойчивые

По направлению динамики развития таликов:

а) увеличивающаяся

б) сокращающаяся

в) находящаяся в квази стационарном состоянии.

По времени возникновения таликов относится формирование М.Т:

а) первичные (одновременно с М.Т)

б) вторичные

В природе талики разнообразны по своему строению

Подземные воды криолитозоны и их взаимодействие с ММТ.

В процессе многолетнего промерзания водоносные слои становятся водоупорными (криогенные водоупоры), при этом изменяются физические свойства этих слоев (водопроницаемость, теплоемкость),а в процессе замерзания выделяется дополнительная теплота кристаллизации. При оттаивании - обратные процессы и водоупорные массивы могут стать водопроницаемыми.

В результате процессов замерзания (оттаивания) меняется гидродинамический режим, то есть эти процессы воздействуют на геологическую обстановку. При движении подземных вод а) могут меняться теплофизические свойства пород б) могут возникать дополнительные конвективные потоки в) может перераспределяться тепловая энергия и меняться мощность ММП. При многократном промерзании (оттаивании) меняется химический состав соленых вод.

Подземные воды криолитозоны делятся по пространственному положению относительно ММТ

Надмерзлотные воды (в талых слоях над ММТ)

Воды таликовых зон (в сквозных таликах, МТ по боковым поверхностям)

а) инфильтрационные

б) напорно-фильтрационные

в) грунтово-фильтрационные

г) имеющие застойный характер

) Подмерзлотные воды (первые от подошвы ММТ)

) Межмерзлотные воды (в талых слоях, сверху и снизу окружают МТ, имеют связь с другими категориями вод МТ)

) Внутримерзлотные воды (в талых слоях, ограничены со всех сторон МТ, не имеют связи с другими категориями подземных вод)

Воды сезонно-талого слоя (СТС) питаются атмосферными осадками, в некоторых случаях водами, образующимися при таянии снежников или выходами вод глубокой циркуляции. Эти воды сильно влияют на температурный режим, определяя мощность, криогенное строение, но влияние это различно в зависимости от положения вод СТС.

Если СТС сложен крупнообломочными отложениями: курумами, элювием, щебнем, то в условиях континентального климата в порах формируются конденсационные воды. Обычно воды СТС имеют слабую минерализацию и относятся к гидрокарбонатным водам, однако при определенных условиях минерализация может возрастать.

Воды несквозных таликов

Воды несквозных таликов относятся к надмерзлотным водам, питаются водами СТС, атмосферными осадками. Эти воды приурочены к водораздельным террасам, поровым или трещинным водам. Их движение происходит в соответствии с естественным уклоном местности, поэтому режим таких вод непостоянный, воды разгружаются в виде нисходящих таликов. Если такие воды разгружаются в долинах, то тогда они подпитывают межмерзлотные воды.

Воды сквозных таликов

Воды сквозных таликов подразделяются на воды таликов инфильтрационного класса и напорно-фильтрационные воды. Воды таликов инфильтрационного класса относятся к поровым, трещинным и трещинно-жильным. Они могут питаться поверхностными и питать подмерзлотные воды. Состав таких вод определяется составом питающих вод(пресные, гидрокарбонатные). Этим определяется их гидродинамический режим. Воды напорно-фильтрационных таликов относятся к трещинно-жильным. По составу могут соответствовать составу подмерзлотных горизонтов. Гидродинамический режим определяется гидрогеологической структурой. С выходом таких вод связаны наледи.

Подмерзлотные воды

Обычно подмерзлотные воды подразделяют по особенностям их положения по отношению к подошве ММТ:

воды, контактирующие с ММП

воды, не контактирующие с ММП

Вторые можно разделить на воды, отделенные от ММТ водопроницаемыми и водонепроницаемыми горными породами, их режим будет различным.

Контактирующие и не контактирующие воды имеют напор и только воды, отделенные водонепроницаемыми горными породами не имеют напор. Подмерзлотные воды могут подразделяться по температурному признаку на: а) имеющие положительную температуру б) имеющие отрицательную температуру(соленые воды). Соответственно различные по направлению и температуре воды оказывают различное тепловое воздействие на ММТ: а)никакого влияния б) отепляющее в)охлаждающее влияние.

Межмерзлотные и внутримерзлотные воды

Эти воды по происхождению, минерализации и температуре разделяются на две группы: а)соленые воды и рассолы с отрицательной температурой (криопеги), образуются в различных условиях и создают термодинамические системы, которые находятся в динамическом равновесии; б) межмерзлотные и внутримерзлотные пластово-поровые воды, имеющие положительную температуру, слабоминеральные или пресные.

Некоторые особенности гидрохимических процессов при промерзании и охлаждении мерзлых пород.

Промерзание и охлаждение горных пород, содержащих подземные воды приводит к изменению минерализации и химического состава подземных вод. Температуры, при которых происходит минерализация зависят от минерализации. Замерзание вод сопровождается их криогенной метаморфизацией, при этом часть солей включается в лед в виде твердых примесей, а другая часть отжимается в нижние слои, где происходит криогенное концентрирование. Подземные льды имеют меньшую минерализацию, при таянии только часть солей переходит в раствор. Следствием этих процессов является криогенное опреснение природного раствора.

Тепловое взаимодействие подземных вод и ММТ.

Тепловое взаимодействие подземных вод и ММТ начинается с момента формирования подземных вод. Дальнейший характер зависит и определяется типом вод, направлением их движения.

Криогенные (мерзлотные) геологические процессы и явления

Процессы тепло и массообмена в горных породах в зоне вечной мерзлоты и глубокого промерзания грунтов в естественной обстановке приводит к возникновению мерзлотных процессов, в результате которых возникают криогенные физико-геологические явления.

Криогенные процессы - это экзогенные геологические процессы, связанные с сезонным или многолетним промерзанием (оттаиванием), с охлаждением мерзлых пород и замерзанием подземных вод. Развитие криогенных процессов приводит к образованию криогенных явлений(наледеобразование, пучение, термокарст), которые выражаются в геологическом строении разреза в районе ММТ. Практически все экзогенные геологические процессы и явления в крио-лито зоне приобретают определенную специфику. Криогенные явления формируются в результате развития нескольких процессов. Развитие криогенных процессов зависит не только от тепло и массообмена, но и от геологического строения, геоморфологии и многих др. факторов.

1. Выпучивание (вымораживание) твердых тел из рыхлого влажного грунта

При оттаивании выпученных грунтов происходит их усадка. Величина пучения и усадки зависит от глубины промерзания.

Пучение влажных грунтов приводит к морозной сортировке дисперсных грунтов.Такое строение характерно для многих районов Забайкалья. На склонах эти процессы часто приводят к специфической формации рельефа.

Бугры пучения.

Процессы промерзания и оттаивания при определенных условиях приводят к образованию бугров пучения. Их образование связано с локальным повышением льдовыделения и образованием льдов.

Локальное накопление льда идет несколькими путями:

путем образования и накопления сегрегационного льда, в результате миграция влаги под действием , t и влажности - характерно для открытых систем, образуются миграционные бугры пучения.

Путем передвижения воды под действием гидростатического давления, развивающегося при замерзании закрытых систем на основе инъекционного льда - инъекционные бугры пучения.

Миграционные бугры пучения образуются при новообразовании мерзлоты вблизи южной границы или при промерзании таликов в ее пределах. Обычно бугры пучения имеют высоту 1,5-2 метра, редко 4-8 метров.

Инъекционные бугры пучения возникают если на ММТ существует водоем с относительно неглубокой чашей оттаивания. При зимнем промерзании такого талика обычно образуется замкнутая со всех сторон масса талого льда и воды. Гидростатическое давление возрастает и грунт выжимается в ослабленной зоне. Лед приподнимается и образуется бугор. Потом этот бугор промерзает и в нем оказывается льдистый грунт. Если летом он оттаивает, то бугор сезонный, если нет - многолетний. В Якутии они называются булгунняхами, в Америке - пинго.

Наледи

Наледи - плосковыпуклые ледяные тела, формирующиеся в результате послойного замерзания воды, многократно изливающейся на поверхность земли, льда, подземных, поверхностных или техногенных вод.

Излияние вод на поверхность происходит по двум причинам:

в результате повышенной гидродинамики напора.

возрастания гидростатического давления воды при промерзании озер и подозерных таликов. В результате воды приобретают напор, вырываются на поверхность, образуя слой наледного льда. На какое-то время давление уменьшается и излияние вод прекращается, однако при дальнейшем промерзании воды вновь прорываются на поверхность и образуется новый слой наледного льда. Таких циклов насчитывается до нескольких десятком. В процессе нарастания давления в водоносном тракте кровля наледного льда может изгибаться и образуется наледный бугор.

Периодичность наледного льда обуславливает отличную слоистость наледи. Для развития наледей благоприятен суровый резко континентальный климат с холодными и малоснежными зимами.

Классификация наледей.

Н. И. Толстихин - 1931г, Львов-1916г, Н.Н. Романовский- 1983г, Алексеев В.Г(1987)

На основе классификации Толстихина, Романовский сделал генетическую классификацию наледей.

Наледи классифицируются также по положению в рельефе: обычно выделяют наледи водораздельные, склоновые, террасовые, конусов выноса, пойменные, искусственных выработок; по залеганию:наземные, подземные; по времени образования: современные и древние (ископаемые); по длительности существования: сезонные (зима-весна), летующие, многолетние.

Наледи могут классифицироваться по размерам. Б.Л. Соколов 1984г.

Размер наледей связан с источниками питания. Встречены самые крупные наледи в России в Верхояно-Калымской горно-складчатой стране, где суммарный объем воды=30 км3.

Форма наледей зависит от морфологии участка и генезиса наледи. В узких долинах обычно формируются вытянутые, узкие наледи; на плоских участках - округлая форма.

Наледи имеют несколько циклов развития и по Толстихиным выделяется четыре периода:

) Осень-начало зимы - характеризуется постепенным медленным темпом нарастания наледи, что обусловлено понижением температуры.

) Соответствует стадии созревания наледи, отмечается равномерное нарастание площади и объема наледи, что обусловлено постепенным расходом

) Начало весны - стадия зрелости - рост сначала замедляется, потом прекращается, наступает равновесие.

) Стадия разрушения наледи под действием солнца и воды.

2. Полигональные системы жильных льдов

В области ММТ полигональные структуры имеют значительное распространение. Полигонально-жильные структуры образуются на основе морозобойного растрескивания за счет повторно-жильных льдов.

Полигональные жильные структуры делятся на две группы: первичные и вторичные.

Первичные образуются в результате повторного процесса морозобойного растрескивания и заполнения трещин сухим песком или водой, которая замерзая образует жилки конжеляционных льдов.

Вторичные образуются в результате оттаивания первичных, содержащих подземный лед. Вытаивающие полости заполняются грунтом. Такой процесс приводит к формированию различных микроформ рельефа.

.

Для возникновения подземных жильных льдов необходимо:

порода должна представлять собой сплошной, хрупкий, не пластичный массив.

Трещины возникающие в результате температурных градиентов, должны проникать в ММТ.

Трещина должна обеспечивать возможность заполнения и цементации трещин льдом.

Процесс морозобойного растрескивания пород и цементации льдом должен периодически повторяться на одном и том же месте.

Глубина протаивания не должна превышать глубины промерзания.

Жильные льды распространены в северных районах и на участках рельефа, где есть возможность аккумуляции.

Полигональные формы, образовавшиеся в результате процессов растрескивания грунтов и промерзания закрытых систем.

Растрескивание СМС и СТС при наличии большого количества коллоидных частиц при промерзании и образовании замкнутых систем, развитие в этих системах напряжений и деформаций приводит к образованию полигональных форм микрорельефа: «пятнистые тундры», «каменные венки», «котлы кипения», «пятна-мидальоны».

При образовании таких форм отмечают следующую последовательность процесса:

растрескивание (морозобойное или вследствие усыхания) в тонкодисперсных грунтах в СТС.

Образование на этой основе закрытых систем при неравномерном промерзании СТС.

Развитие в закрытых системах напряжений деформаций и часто разрывов.

Для образования «каменных венков» дополнительными условиями являются: 1)неоднородный состав тонкодисперсных пород 2) процесс морозной дифференциации породы вследствие вымораживания каменного материала 3) перемещение каменных обломков от центра глинистых пятен к переферии.

3. Термокарсты

Термокарст образуется в результате процесса вытаивания подземных льдов, который сопровождается проседанием земли и возникновением отрицательных форм рельефа.

Для образования и развития термокарста необходимо:

Наличие подземных льдов, (сегрегационный лед) при оттаивании которых происходит осадка.

глубина сезонного протаивания должна превышать глубину льдистых грунтов.

Наличие льда в МТ является необходимым условием только для начала создания термокарста озера. В случае сухого термокарста в силу второго условия процесс термокарста может останавливаться даже при наличии подземного льда. Отсюда вытекает, что борьба с вредным воздействием термокарста должна предполагать его осушение. Наблюдается множество форм рельефа: блюдца протаивания, термокарстовые западения, мелкие озера. В зависимости от условий стока могут быть сухими и заполненными водой. Формы, образованные термокарстом называются байджерахами.

Стадии развития термокарста:

)Начальная стадия

)Стадия зрелого термокарста

) Стадия древнего (реликтового) термокарста.

4)Термоабразия и термоэрозия.

Разрушение мерзлых берегов морей, водохранилищ, берегов озер -называется термоабразией. Чем больше льдистость, тем интенсивнее термоабразия. Наиболее быстро разрушаются берега, сложенные полигонально-льдистыми грунтами. Скорость разрушения берегов зависит от направления ветра и от состава пород.

Термоэрозия - это процесс разрушения мерзлых горных пород временными водотоками.

Склоновые криогенные процессы.

В области распространения М.М.Т приобретают определенную специфику, это: на крутых склонах в результате выветривания происходит интенсивное разрушение скальных и полускальных пород.

Среди основных склоновых криогенных процессов выделяют курумообразование, криогенную дисерпцию (сползание дисперсных грунтов) и солифлюкцию.

Курумы образуются в результате комплекса криогенных процессов (выпучивание, вымораживание). Курумы обладают пористостью и внутри него в порах образуется конденсат (гольцовый лед).

Солифлюкция- пластично-вязкое течение увлажненных грунтовых масс на склонах в слое сезонного промерзания или сезонного оттаивания.

Обычно для развитии солифлюкции необходимо:

Наличие пылеватых отложений с включением обломочного материала.

Высокая влажность отложений.

Наличие уклонов, обеспечивающих течение увлажненных пород по склонам.

Различают медленную и быструю солифлюкцию.

Для того, чтобы масса двигалась по склону, должно выполняться условие:

- касательное напряжение.

- длительное сопротивление сдвигу.

- длительное сопротивление сдвигу на разрыв дернового покрова.

- объемный вес породы.

 - глубина оттаивания

- угол наклона поверхности.

Быстрая солифлюкция развивается на крутых склонах, сложенных пылеватыми супесями или суглинками.

Вопросы истории развития ММТ

Восстановление истории возможно из геологических данных, палеогеографии, палеоклимата и т.д. Эти знания относительные. Анализируя эти данные имеются собственные точки зрения на развитие ММТ.

. Краткая история возникновения и развития криолитозоны Земли

В истории Земли прослеживается несколько периодов интенсивного возникновения и существования ММТ, чередующиеся с периодами их исчезновения.

В первой половине истории Земли ММТ отсутствовали (так как не было гор, но были велики дозы радиоактивного тепла). Уже в раннем PR мерзлота существовала на материке Северная Америка и в южной Африке. В среднем PR мерзлота была в пределах Северной и южной Америки, русской платформы, Урала, Казахстана, Китая и Кореи. В PZ мерзлота с перерывами захватывала центральную и южную Африку, Бразилию, Антарктиду, Аравийский полуостров. В MZ и раннем KZ площадь распространения ММП существенно сократилась, а в позднем KZ - вновь похолодание. Районами наибольшего распространения ММП явились Азия, Европа, Гренландия, Антарктида. Наиболее древние следы ММТ документально зафиксированы в раннем плейстоцене (колымская низменность, Аляска, Канада).

Основные черты последнего периода следующие:

С начала KZ происходит направленное похолодание климата.

На фоне похолодания происходили колебательные изменения климата. Эти ритмические изменения связывают с колебанием солнечной активности и с неодинаковым поступлением солнечной радиации на поверхность Земли. В результате чередовались эпохи похолодания и потепления климата.

Как направленные, так и ритмические изменения климата бывают повсеместными, но разномасштабными.

Поднятие поверхности Земли и похолодание сопровождалось повышением сухости климата, но и здесь также наблюдались разнонаправленные изменения

Направленное похолодание началось со второй половины олигоцена, сопровождалось колебательными изменениями климата.

О соотношениях между похолоданиями, оледенениями суши и моря и развитием мерзлых толщ.

Из рассмотренных предыдущих глав следует, что для появления отрицательных температур горных пород и развития ММТ необходимы низкие температуры воздуха, малые количества осадков и высокая континентальность климата. Для образования ледников необходимы отрицательные температуры, выпадение большого количества осадков, превышающее величину их испарения.

Вопросы соотношения и динамики ММТ должны рассматриваться с учетом оледенения моря. При понижении температуры воздуха увеличивается ледовитость океана, поэтому климат морских бассейнов, покрытых льдом становится сухим и холодным. Увеличение сухости уменьшает возможность питания ледников, сокращая площадь и мощность их развития. С другой стороны континентализация благоприятствует развитию ММТ.

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. мерзлая порода криолитозона грунт

Новейшие движения имеют унаследованный характер: горы, образовавшиеся в более древние эпохи, продолжают расти; межгорные впадины и низменные равнины опускаются. Вследствие этого увеличивается контрастность рельефа. Значительное поднятие гор приводит к перехватыванию воздушных масс, образованию ледников, формированию мощных ММТ.

При регрессии бассейна в аспекте развития ММТ происходит следующее:

) выходят из под уровня моря морские отложения и быстро понижается их температура;

)промерзание пород происходит по эпигенетическому принципу;

) формируются на территориях, прилегающих к бассейну более молодые МТ;

) широко формируются криопеги;

) на участках молодых морских равнин сингенетическое промерзание имеет ограниченное развитие (так как есть колебательные движения).

Трансгрессия моря приводит:

) к абразивной обработке верхних льдистых горизонтов

) к повышению температуры верхних горизонтов горных пород

) к деградации ММТ как сверху, так и снизу

) к замещению пресных подземных вод солеными морскими водами.

Степенью деградации МТ, погруженных под уровень моря зависит от времени существования и увеличивается от побережья к акватории.

1.