Влияние различных факторов природной среды на формирование температурного режима и мощность СТС и СМС

Влияние различных факторов природной среды на мощность СТС и СМС проявляется главным образом через среднегодовые температуры пород на подошве слоя и амплитуду колебаний температуры на поверхности, под покровами. В тоже время изменение поверхностных условий ведет к изменению влажностного режима пород, а значит и их теплофизических свойств.

Как было показано выше (см. рис.6.1) максимальные глубины сезонного оттаивания (ξ _от) и сезонного промерзания (ξ _пр) наблюдаются при температурах около 0°С; с понижением (на север) и повышением (на юг) среднегодовой температуры пород мощность ξ уменьшается. При одной и той же температуре мощности СТС и СМС увеличиваются с увеличением амплитуды колебаний температуры на поверхности пород. Поэтому в районах с континентальным и резко континентальным климатом промерзание (протаивание) пород будет наибольшим.

5.3.1. Литологический состав и влажность пород.

Изменение литологического состава и влажности ведет к изменению теплофизических свойств пород – теплопроводности и теплоемкости. Исходя из законов Фурье и частных решений задачи Стефана (приближенная формула В.А.Кудрявцева) следует, что зависимость глубины сезонного промерзания (протаивания) прямо пропорциональна корню квадратному из теплопроводности и несколько более сложная по отношению к теплоемкости. Многочисленные лабораторные определения теплофизических свойств грунтов свидетельствуют об уменьшении коэффициента теплопроводности пород с увеличением их дисперсности. Поэтому при прочих равных условиях наибольшие глубины сезонного промерзания (протаивания) формируются в грубодисперсных породах и наименьшие в тонкодисперсных грунтах. Поскольку теплопроводность пород повышается с увеличением их плотности, то и этот фактор оказывает определенное влияние на изменение мощности СТС и СМС.

Изменение влажности пород влияет на величину ξ двояко: во-первых, через изменение теплофизических свойств пород (l и С), во-вторых, через величину фазовых переходов воды. Чем больше воды, тем большая часть теплооборотов расходуется на фазовые превращения и тем меньше глубина сезонного оттаивания (промерзания).

Коэффициент теплопроводности дисперсных пород возрастает с увеличением их влажности, поскольку теплопроводность воды и льда выше, чем воздуха. Наиболее резкое увеличение теплопроводности талых пород наблюдается в диапазоне малых влажностей (до максимальной молекулярной влагоемкости) и продолжает увеличиваться с повышением влажности (до полной влагоемкости). Например, коэффициент теплопроводности песка в воздушносухом состоянии равен 0.30-0.35, а влагонасыщенном – 1.7-2.6 Вт/мК.

Изменение теплопроводности мерзлых пород в связи с изменением влажности характеризуется несколько другой зависимостью. При малых влажностях, близких максимальной молекулярной влагоемкости, образующиеся кристаллы льда ухудшают тепловые контакты между частицами минерального скелета и, если теплопроводность последних значительно выше теплопроводности льда (кварц, например), теплопроводность породы уменьшается. Во всех остальных случаях увеличение влажности (льдистости) мерзлых дисперсных пород ведет к увеличению их теплопроводности. Казалось бы, что увеличение влажности породы ведет к увеличению глубин ее сезонного промерзания или протаивания. Однако наиболее сильно влажность породы влияет на глубину сезонного промерзания и протаивания через фазовые переходы влаги, доля которых может превышать половину общей годовой суммы теплооборотов. Таким образом, глубина промерзания − протаивания пород с увеличением влажности будет уменьшаться.

Общая зависимость изменения глубины сезонного промерзания и оттаивания пород от их влажности представлена на рис. 5.3. Начальная часть графика показывает некоторое увеличение глубины сезонного промерзания и протаивания с увеличением влажности от 0 до некоторой величины W_нз. В этом интервале влага не замерзает при отрицательной температуре и породы остаются немерзлыми (охлажденными). С увеличением влажности свыше W_нз возрастает доля фазовых переходов в общем теплообороте породы, и глубина их промерзания и протаивания уменьшается.

Рис. 5.3. Изменение глубины сезонного

промерзания и оттаивания в

зависимости от влажности

Важное значение в формировании мощности слоя сезонного промерзания (или протаивани) имеет температурная сдвижка, которая представляет собой разность температур между поверхностью горных пород и подошвой сезоннопромерзающего (протаивающего) слоя. Температурная сдвижка возникает за счет увеличения теплопроводности пород при их переходе из талого в мерзлое состояние, и чем больше льдистость мерзлой породы, тем больше различие коэффициентов теплопроводности. Это явление объясняется тем, что теплопроводность льда примерно в четыре раза выше теплопроводности воды. Отмечено также, что чем дисперснее порода (при одинаковой влажности), тем коэффициент теплопроводности ее меньше и меньше соотношение l_м/l_т.

Понижение среднегодовой температуры пород на подошве слоя сезонного промерзания и сезонного протаивания приводит к увеличению глубины сезонного промерзания пород и сокращению глубины сезонного протаивания пород.

Оценка влияния температурной сдвижки на формирование температурного режима пород будет неполной, если не упомянуть следующее важное обстоятельство. До сих пор влажность горных пород принималась неизменной как в период промерзания, так и период их протаивания. В этом случае наибольшая температурная сдвижка в сторону отрицательных температур должна наблюдаться у влагонасыщенных грубодисперсных, в том числе песчаных, пород. В действительности это не всегда так (Бойцов, Лебедева, 1989; Шендер и др., 1996).

На пологих дренируемых склонах и водоразделах, в зоне аэрации, сложенной песками мелкими и средней крупности, в начале интенсивного промерзания грунтов количество влаги близко значению величины максимальной молекулярной влагоемкости и не превышает 4-5% от объема породы. В летний сезон, особенно в период инфильтрации талых снеговых вод, влажность грунтов возрастает в 2-3 раза, в соответствии с этим резко увеличивается их коэффициент теплопроводности при неизменной величине фазовых переходов. Это явление приводит, во-первых, к быстрому протаиванию верхней части геологического разреза и, во-вторых, к формированию положительной температурной сдвижки на подошве деятельного слоя. Величина температурной сдвижки достигает по расчетам 3-5°С. Именно высокие значения положительной температурной сдвижки являются, по мнению автора, причиной формирования надмерзлотных таликов в песчаных породах при суровых климатических условиях Центральной Якутии.

5.3.2. Снежный покров.

Снежный покров формируется практически повсеместно в районах, где встречаются мерзлые породы. Влияние его на радиационно-тепловой баланс поверхности весьма велико и многообразно. Прежде всего, снег увеличивает альбедо дневной поверхности, повышая ее отражательную способность в несколько раз. Это приводит к уменьшению поглощения лучистой энергии, и к понижению средних годовых температур пород. Кроме того, к существенному сокращению приходной части теплового баланса приводят затраты тепла на таяние снега и частичное испарение талых вод. Тающий снег в течение некоторого времени поддерживает на поверхности нулевую температуру, тем самым препятствует прогреванию почвы, несмотря на то, что температуры воздуха положительные. Отсюда следует охлаждающее влияние снежного покрова.

В то же время снежный покров, обладающий малой теплопроводностью, как теплоизолятор, предохраняет почву от зимних теплопотерь и выступает как отепляющий фактор. Чем выше теплоизоляционные свойства снега в зимний период, тем больше его отепляющее влияние на почвогрунты.

Таким образом, главными факторами, определяющими влияние снежного покрова на температурный режим поверхности, являются высокое альбедо и теплоизолирующая роль снега. Влияние их отражено на графике (рис. 5.4).

Рис.5.4. Изменение влияния снежного покрова на температурный режим подстилающих пород в зависимости от его мощности.

На этом графике видно, что если снег имеет малую мощность (до h₁), то преобладает его роль как отражателя солнечных лучей, и такой маломощный покров оказывает охлаждающее воздействие на грунты. При увеличении мощности снежного покрова от h₁ до h₂ преобладает его отепляющее влияние. При дальнейшем росте мощности снега от h₂ до h₃ большое количество тепла расходуется на его таяние в весенний период, продолжающееся значительное время при положительной температуре воздуха. Поэтому отепляющая роль снежного покрова постепенно снижается и в конечном итоге он становиться охлаждающим фактором для горных пород (от h₃ до h₄), максимально проявляющимся на участках, где снег не успевает стаять в теплый период года. Дальнейшее накопление снега приводит к формированию многолетних снежников и ледников, температурный режим на подошве которых зависит от различных факторов природной среды, в том числе и от притока глубинного тепла.

В целом для регионов, где развиты многолетнемерзлые толщи или наблюдается устойчивое сезонное промерзание грунтов, снежный покров является отепляющим фактором. Исключением являются некоторые степные районы Забайкалья, где в отдельные годы максимальная высота снежного покрова в течение зимы не превышает нескольких сантиметров.

В области сезонного промерзания при снятии или отсутствии снежного покрова наблюдается значительное увеличение глубины зимнего промерзания горных пород.

В области распространения многолетнемерзлых толщ при наличии сливающейся мерзлоты, уменьшение мощности снега ведет, с одной стороны, к снижению среднегодовой температуры пород, а, следовательно, и некоторому снижению глубины протаивания, а с другой, к увеличению амплитуды колебаний температуры поверхности пород, и, поэтому, – к увеличению этой глубины. Таким образом, снятие или отсутствие снежного покрова мало изменяет летние теплообороты в грунтах, которые в основном и определяют глубину их протаивания.

По данным натурных наблюдений установлено, что увеличение мощности снежного покрова на 5-15 см приводит к повышению среднегодовой температуры пород на 1°С. Поэтому при достаточной мощности снежного покрова горные породы могут иметь положительную температуру в районах, где наблюдаются низкие среднегодовые температуры воздуха.

Первую приближенную формулу для оценки отепляющей роли снежного покрова предложил В.А.Кудрявцев (1954). При ее выводе использовался первый закон Фурье, описывающий затухание температурных колебаний в среде без фазовых переходов. Формула имеет вид:

Δ t _сн = А _д (1 – е^-hснφ ); φ = ,. (5.1)

где Δ t _сн − разность между среднегодовой температурой поверхности почвы (растительного покрова) под снегом и среднегодовой температурой дневной поверхности; А _д – амплитуда (физическая) годовых колебаний температуры на дневной поверхности; _сн – коэффициент температуропроводности снега; h_сн – высота снежного покрова в середине зимнего периода; Т – период колебаний.

Теплоизолирующее действие снежного покрова определяется его термическим сопротивлением R _сн, которое зависит от мощности снега и его коэффициента теплопроводности (l_сн): R _сн = h_сн/l_сн. Теплопроводность снега в первую очередь зависит от его плотности и определяется в практических расчетах по известной формуле Б.В.Проскурякова:

l_сн = 0, 018 + 0, 87ρ _сн, (5.2)

где размерности величин теплопроводности и плотности снега соответственно составляют [ккак/(м× ч× °С] и [г/см³ ].

Коэффициент температуропроводности снега _сн представляет собой отношение коэффициента теплопроводности к его объемной теплоемкости С _об. Как показал С.Н.Булдович (Методы …, 2004) величина этого коэффициента при существующих плотностях снежного покрова изменяется незначительно и с достаточной для практических целей точностью ее можно принять равной 0, 00178 м²/ч, а формулу (6.1) переписать в виде:

Δ t _сн = А _д (1 – е^{- 0, 45hсн}); (5.3)

где мощность снега h_сн измеряется в метрах.

Отепляющее влияние снега зависит не только от его термического сопротивления, но и как показано в работах В.А.Кудрявцева, от величины проходящего через снежную толщу тепла, т.е. от величины годовых теплооборотов в грунтах.

Теплоизолирующее влияние снега проявляется только при наличии теплопотока из подстилающих грунтов (по Булдовичу С.Н.). При его отсутствии перепад температур между поверхностью грунта и поверхностью снега (т.е. отепляющее влияние снега) будет равно нулю. Чем большее количество тепла отводится из грунта в атмосферу через слой снега за зимний период, тем больше разница среднезимних температур на подошве и кровле снежного покрова при одном и том же его термическом сопротивлении. Это прямо следует из уравнения теплопроводности:

q _з = , (5.4)

откуда

Δ t ^з_сн = = q _з × _cн = , (5.5)

где q _з – средняя интенсивность теплового потока из пород в зимний период; Δ t ^з_сн – среднезимний перепад температур в слое снега; h _cн, l_сн – средние мощность и теплопроводность снега; R_cн = h _сн/l_сн среднее термическое сопротивление снежного покрова за зимний период; В _з – зимний теплооборот в породах; t_з – время существования снежного покрова.

Перепад температур в снежном покрове приводит к повышению среднегодовой температуры поверхности грунта по сравнению с дневной поверхностью на величину

Δ t_сн = , (5.6)

где Δ t_сн – положительное приращение среднегодовой температуры на поверхности грунта в результате отепляющего влияния снежного покрова; Т – длительность года.

Следствием теплоизолирующего влияния снежного покрова является сокращение амплитуды годовых колебаний температуры под снегом, величину которого в первом приближении можно принять равной Δ t_сн.

Таким образом, уравнение (5.6.) показывает, что вклады термического сопротивление снега и теплооборотов в подстилающих породах в формирование отепляющего влияния снежного покрова равноценны. При отсутствии на почве растительного покрова и считая, что полугодовой теплооборот в грунтах расходуется только на фазовые переходы, глубину сезонного протаивания (промерзания) можно определить по приближенной формуле Стефана (см. 3.13):

ξ = ,

откуда полугодовой теплооборот в грунтах В равен:

B = Q_фξ = , (5.7)

где ξ – глубина летнего протаивания пород; Q_ф – теплота фазовых пареходов в грунте; l_Т – теплопроводность талых пород; - сумма градусочасов за летний период на поверхности пород.

Из зависимости (6.7) следует, что отепляющий эффект снежного покрова оказывается пропорциональным , т.е. для одних и тех же пород с разной объемной влажностью, например, 10 и 40%, одинаковое значение Δ t_сн будет отмечаться при термическом сопротивлении снега, различающимся в два раза.

Величина теплооборотов в грунтах определяется не только количеством поглощенной солнечной радиации, но и другими процессами: инфильтрацией атмосферных осадков, внутригрунтовой конденсацией и прочее. Поэтому снежный покров усиливает влияние всех отепляющих факторов. В то же время, его отепляющая роль будет снижаться при наличии растительных покровов и тем больше, чем выше их термическое сопротивление.

В работах В.А.Кудрявцева показано, что теплообороты пород максимальны при среднегодовой их температуре, равной 0°С; в соответствии с этим и отепляющее влияние снега будет наибольшим. При движении к югу или северу от «нулевой» границы оно будет уменьшаться.

Таким образом, отепляющее влияние снежного покрова определяется не только его свойствами, но и зависит от многих других факторов природной обстановки.

5.3.3. Растительность.

Растительность, находясь на границе атмосферы с литосферой, значительно влияет на обмен тепла и влаги между ними, а в конечном итоге и на температурный режим горных пород. Многообразный состав собственно растительных покровов (моховой, лишайниковый, травяной), а также кустарникового и лесного имеют несколько аспектов влияния на температуру пород и глубину сезонного промерзания и оттаивания. Растительные покровы во многом определяют условия снегонакопления, изменяют отражательную способность земной поверхности, испаряют влагу в большом объеме, влияют на величину турбулентного теплообмена почвы с атмосферой и пр. Даже одна и та же растительность в различные сезоны и погодные условия по-разному влияет на указанные процессы в течение года.

В общем случае растительный покров предохраняет почву от зимнего охлаждения и препятствует ее летнему прогреванию, сокращая амплитуды колебания температуры на поверхности. На юге сокращение летних амплитуд колебания температуры будет больше, чем зимних, потому что лето там продолжительнее зимы. На севере, наоборот, растительность больше влияет на зимние теплообороты, т.е. сокращает зимние амплитуды колебания температур.

Мерзлые толщи и растительность, развиваясь во времени, реагируют на изменение друг друга. Растительные сообщества во многих случаях являются хорошими индикаторами термического и влажностного состояния почвы, и это обстоятельство широко используется при мерзлотной съемке. Часто уничтожение растительности приводит к повышению летних температур горных пород и глубины сезонного протаивания, что способствует усилению криогенных процессов, в первую очередь термокарста, термоэрозии и заболачиваемости.

Количественно оценить влияние растительного покрова в качестве теплоизолятора на температурный режим и глубины сезонного промерзания (протаивания) значительно труднее, чем снежного покрова. Растительный покров, во-первых, изменяет свои свойства в течение года, а во-вторых, изолирует почву не только от охлаждения зимой, но и от прогревания летом. В зависимости от соотношения продолжительности холодного и теплого периодов года и будут проявляться его свойства.

Тепловое воздействие зимнего и летнего растительного покрова можно рассматривать отдельно, используя зависимость (5.6). Суммарный температурный эффект определится суммой этих воздействий.

Среди напочвенных покровов особенно высока охлаждающая роль влажных мхов. Дело в том, что в талом состоянии коэффициент теплопроводности мха в несколько раз меньше, чем мерзлом. Следовательно, зимой под таким покровом грунты остывают достаточно интенсивно, а летом слабо прогреваются. Моховые покровы мощностью 15-20 см приводят к сокращению глубины сезонного протаивания в 2-3 раза по сравнению с оголенной поверхностью и снижению на несколько градусов среднегодовой температуры пород.

Подобным образом ведет себя торфяной покров. Коэффициент теплопроводности торфа в талом состоянии, как правило, в два раза ниже, чем в мерзлом. При определенном влажностном режиме торфяника различие теплопроводностей может достигать разы. Поэтому, даже при среднегодовой положительной температуре на поверхности торфа подстилающие грунты могут находиться в мерзлом состоянии.

Отепляющее влияние на грунты северных территорий чаще всего оказывает кустарниковая растительность. В этих районах высота снега на открытых участках составляет 0.1-0.3 м, а на участках с кустарником она может в несколько раз быть выше, т.е. за счет растительности возрастает отепляющая роль снежного покрова. Однако надо отметить, что это не приводит к значительному увеличению глубин летнего оттаивания грунтов.

Лесная и кустарниковая растительность в связи с затеняющим эффектом снижает поток солнечной радиации, что приводит к меньшему прогреванию грунтов по сравнению с открытыми участками и задерживает процесс снеготаяния. Теплообмен между поверхностью почвы и атмосферой зависит от общего количества фитомассы, сомкнутости крон, полноты ярусов в лесном массиве и пр. Роль леса меняется при движении с севера на юг. В редколесьях лесотундры и северной тайги наблюдается повышенная мощность рыхлого снежного покрова, обусловленная снижением скорости ветра по сравнению с безлесными участками. Таким образом, на таких участках увеличивается отепляющее влияние снега на грунты, а приход солнечной радиации практически такой же, как и на открытых. В результате среднегодовая температура пород в северных лесах выше, чем на безлесных участках.

С продвижением на юг сомкнутость крон деревьев в лесных массивах возрастает, вследствие чего сокращается приток солнечной радиации к поверхности почвы. Кроме того, на кронах деревьев задерживается значительная часть твердых зимних осадков, и мощность снежного покрова под пологом леса снижается. Поэтому в средней и южной тайге, в области развития талых пород, лес является охлаждающим фактором. В Западной Сибири, вблизи южной границы криолитозоны, острова мерзлых пород приурочены к темнохвойным лесам с моховым напочвенным покровом.

В заключение следует сказать, что исходя из многообразия растительности и ее динамичности в связи с климатическими флуктуациями, антропогенными нагрузками и пр., вопрос влияния на теплообороты в грунтах является весьма сложным и в большинстве случаев необходимо проводить специальные тепло- и воднобалансовые наблюдения на стационарных площадках.

5.3.4. Водный покров и заболоченность.

Температурный режим донных отложений пресных водоемов зависит от их глубины. Поверхность воды имеет малую отражательную способность, хорошо пропускает коротковолновую лучистую энергию и в летний период в водоемах, в силу большой теплоемкости воды, аккумулируется значительное количество тепла. В то же время, в зимний период, когда формируется ледяной покров, имеющий высокую теплопроводность, происходит быстрое остывание воды. В том случае, если мощность водного слоя превышает максимальную за зиму толщину льда, донные отложения будут иметь положительную температуру и под водоемом образуется талик.

Толщина ледового покрова зависит не только от зимней температуры воздуха, но и от количества атмосферных осадков и условий накопления снега. Приведем пример. В Центральной Якутии наиболее характерной является высота снежного покрова в 30-40 см (в конце зимы). Ветры зимой слабые или отсутствуют, поэтому снег ложится ровным рыхлым слоем и препятствует интенсивному выхолаживанию водоема, а толщина льда на озерах редко достигает 1.0 м. В то же время на Чукотке, где сумма зимних температур воздуха и количество осадков близки «якутским», именно за счет сдувания снега с поверхности льда, промерзание водоемов достигает глубины 2.0-2.5 м.

Положительная среднегодовая температура донных отложений может наблюдаться и в случае их частичного промерзания в зимний период. Существует такая критическая глубина водоема Н_кр (по В.А.Кудрявцеву), при которой средняя температура поверхности дна равна нулю (рис.5.5).

Рис. 5.5. Схема распределения мини-

мальных, максимальных и

среднегодовых температур в

ледяном покрове водоема

При этом средняя температура будет определяться из выражения

t_ср = 0.5 (t_max + (1 - H_в/Н_л)t_min.

При мощности слоя воды меньше Н_кр, под ним будут находиться мерзлые породы, оттаивающие летом на небольшую глубину. При глубинах водоемов, лежащих в диапазоне от Н_кр до максимальной мощности льда, среднегодовые температуры донных отложений будут положительными, но зимой они будут частично промерзать.

Критическая глубина, как и мощность льда, определяется климатическими факторами. Поэтому вблизи южной границы криолитозоны величина ее составляет первые дециметры, а в северных районах может достигать 1.5 и более метров.

Важная роль в формировании температурного режима озер и донных отложений принадлежит органике. В той же Якутии многие озера содержат большие запасы сапропеля с многочисленными анаэробными микроорганизмами. В результате деятельности биоты, температура воды вблизи минерального дна достигает 5-7 град.

В процессе высыхания (или осушения) озер и зарастания их растительностью, при появлении мха и торфа, среднегодовая температура донных отложений будет понижаться и под водоемом начнут формироваться многолетнемерзлые породы.

5.3.5. Рельеф местности, экспозиция и крутизна склонов.

Увеличение высоты местности приводит к понижению температуры воздуха. Средний градиент понижения температуры воздуха в тропосфере составляет, примерно, 0.5-0.6 градусов на каждые сто метров подъема. В связи с этим понижается и среднегодовая температура поверхности почвы. С высотой меняется количество атмосферных осадков, условия накопления снежного покрова, влажность почвы, видовой состав растительности и т.д., т.е. происходит изменение всех классификационных показателей сезонного промерзания (оттаивания) горных пород в основном в сторону повышения суровости мерзлотных условий.

Во многих низкогорных районах Сибири и Якутии в зимний период наблюдается инверсионное распределение температуры воздуха с высотой. В период антициклональной погоды холодный тяжелый воздух застаивается в долинах, а с высотой наблюдается потепление. Это явление наблюдается, как правило, до высот 900-1000 м, а выше идет нормальная стратификация температуры. Поэтому на невысоких водоразделах в зимний период температура воздуха оказывается на 3-5 град. выше, чем в долинах. Влиянием инверсии некоторые исследователи объясняют существование таликов в указанных районах.

В условиях расчлененного рельефа (и не только в горах) важное значение в формировании температуры грунтов и глубины сезонного промерзания (оттаивания) имеет экспозиция склонов. Склоны южной экспозиции (склоны долин смотрят на юг) летом получают значительно больше лучистой солнечной энергии, чем северные. Поскольку эта разность в поступлении энергии определяется прямой солнечной радиацией, то при антициклональном режиме погоды она будет максимальной; в условиях морского климата – минимальной. Высокие летние температуры поверхности почвы на склонах южных румбов, обусловленные повышенным значением инсоляции, приводят к увеличению амплитуды колебаний и среднегодовой температуры грунтов и глубины их сезонного протаивания. Понижение t_ср и сокращение А ₀ в зависимости от экспозиции происходит в направлении от южных, юго-западных склонов к северо-восточным и северным. Зимой, при малом поступлении лучистой энергии и наличии снежного покрова склоны рельефа охлаждаются почти одинаково, поэтому собственно фактор экспозиции на глубину промерзания (охлаждения) влияет мало.

Влияние крутизны склонов на температурный режим и глубину сезонного протаивания грунтов проявляется через угол падения солнечных лучей, а в горных районах еще и через затененность склонов друг другом. Более высокие температуры пород характерны для склонов, перпендикулярных солнечным лучам. Наиболее четко эффект влияния экспозиции и крутизны склонов на температурный режим пород проявляется в условиях низкогорного рельефа, когда водоразделы вытянуты в меридиональном направлении. Например, в Южной Якутии, в пределах Станового хребта, на склонах южной и юго-западной экспозиций развиты сосновые боры, а на противоположных склонах − редкостойные лиственничные леса. Конечно, нужно иметь в виду, что влияние экспозиции и крутизны склонов на температурный режим пород и глубину протаивания осложняется другими факторами (распределение снежного покрова, видовой состав растительность, влажность грунтов и пр.), которые также обусловлены морфологией рельефа.

Влияние рельефа на формирование мерзлотных условий территорий сказывается не только на местном, но и на региональном уровне. Горные хребты во многом определяют континентальность климата огромных территорий, препятствуя атмосферному влагопереносу с океанов во внутренние части материков. Верхоянский и Становой хребты встают на пути влажных ветров с Тихого океана в Восточную Сибирь и Якутию, а Уральские горы, хотя и небольшие по высоте, сокращают количество атмосферных осадков в Западной Сибири по сравнению с Восточной Европой. Примеры можно продолжить.

5.3.6. Конвективные потоки воды и воздуха.

Горные породы могут изменять свою температуру не только при кондуктивной передаче тепла, но и за счет конвективного теплообмена, который совершается тремя путями: 1) миграция влаги к фронту промерзания; 2) инфильтрация воды в породу; 3) поступление в породу воздуха.

При миграции влаги к фронту промерзания увеличивается количество скрытой теплоты льдообразования в промерзающем слое (тепло фазовых переходов), в результате чего интенсивность и глубина промерзания грунтов снижаются. Чем больше влаги мигрирует к фронту промерзания, тем на меньшую глубину они промерзают. Установлено, что в дисперсных грунтах миграция влаги идет интенсивнее, чем в песчаных, поэтому последние промерзают, как правило, на бó льшую глубину.

Значительное количество тепла поступает в породу с жидкими атмосферными осадками. Интенсивность привноса тепла путем инфильтрации зависит от количества осадков и их температуры, а также фильтрационных свойств самой породы. Для количественной оценки отепляющего влияния осадков на горные породы В.А.Кудрявцевым была предложена приближенная формула:

Δ t _ср = Vt_осС_вξ / l_прT,

где Δ t _ср – повышение среднегодовой температуры пород, °С; V – количество летних осадков, инфильтрующихся в грунт, кг/м³; t_ос – их средняя температура, ⁰С; ξ – глубина сезонного промерзания или протаивания, м; Т – время (год = 8760 час); С_в – удельная теплоемкость воды, кДж/кг× град; l_пр – приведенный коэффициент теплопроводности пород, равный средневзвешанному за год их значению в мерзлом и талом состояниях, кДж/ (м× час× град).

l_пр = ,

где l_т и l_м – коэффициенты теплопроводности талого и мерзлого грунтов; А₀ – годовая амплитуда температур на поверхности грунта, t₀ – средняя годовая температура на поверхности грунта.

Отепляющий эффект одного и того же количества осадков будет выше на участках, сложенных грубодисперсными грунтами или сильно трещиноватыми породами. В этом случае все тепло будет расходоваться на нагревание массива и таяние текстурных льдов. По данным расчетов, максимальное повышение температуры горных пород за счет инфильтрации летних осадков составляет 1.5-2.0°С и наблюдается в районах, где выпадает более 300 мм дождей. На участках с развитым растительным покровом, а также в условиях континентального климата роль инфильтрации в формировании среднегодовых температур грунтов не превышает десятых долей градуса.

Отепляющее влияние на породы оказывает и конденсация паров воды воздуха, проникающего в пустоты горных пород. Исходя из количества тепла, выделяемого при конденсации (равного теплу парообразования), роль ее в повышении температуры пород должна быть очень значительной. По данным различных авторов (Климочкин, 1975; Рейнюк, 1959 и др.) величина конденсации водяных паров воздуха в грунтах зон континентального климата составляет 5-20 и более мм (в слое воды) за летний сезон. Даже если предположить, что конденсируется всего 5 мм, то эта величина будет соответствовать теплу, которое выделяется при охлаждении 100 мм осадков с температурой 25° до 0⁰ С.. В настоящее время процесс конденсации водяных паров воздуха в грунтах изучен весьма слабо. Многие исследователи придерживаются мнения о существовании этого процесса, но в значительно меньших масштабах. Вероятнее всего на формирование температурного режима грунтов оказывает влияние влажностный режим, обусловленный совместными процессами внутри грунтовой конденсации и испарения.

При большой скважности пород, наблюдаемой в первую очередь в закарстованных массивах, большое значение в формировании их температурного режима оказывают конвективные потоки воздуха. Воздухообмен горных пород с атмосферой происходит вследствие разности давлений и температуры. За счет разности давлений перетоки воздушных масс могут наблюдаться в любое время года и оказывать как отепляющий, так и охлаждающий эффект на горные породы. Однако, наиболее заметна охлаждающая роль холодного зимнего атмосферного воздуха, который вытесняет из полостей пород теплый и более легкий.

Влияние различных факторов природной среды на температурный режим горных пород и глубину сезонного промерзания (протаивания) следует рассматривать с учетом антропогенного воздействия. В процессе освоения территорий изменяются не только ландшафты, но и климат, растительный и животный мир и пр. 6.Закономерности формирования мощности и температурного режима многолетнемерзлых толщ