Влияние инфильтрации летних атмосферных осадков и внутригрунтовой конденсации на формирование температурного режима грунтов в Центральной Якутии тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 25.00.08, кандидат наук Жирков Александр Федотович

• Жирков Александр Федотович
• кандидат наук
• 2019

Оглавление диссертации кандидат наук Жирков Александр Федотович

ВВЕДЕНИЕ

1. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ, ОПРЕДЕЛЯЮЩИЕ ФОРМИРОВАНИЕ ТЕМПЕРАТУРНОГО РЕЖИМА ГРУНТОВ

2. ИЗУЧЕННОСТЬ ВЛИЯНИЯ ПРОЦЕССОВ ИНФИЛЬТРАЦИИ ЛЕТНИХ АТМОСФЕРНЫХ ОСАДКОВ И ВНУТРИГРУНТОВОЙ КОНДЕНСАЦИИ НА ФОРМИРОВАНИЕ ТЕМПЕРАТУРНОГО РЕЖИМА ГРУНТОВ

2.1. Инфильтрация атмосферных осадков

2.2. Внутригрунтовая конденсация

3. ПАРАМЕТРЫ ВЛИЯНИЯ ИНФИЛЬТРАЦИИ ОСАДКОВ И ВНУТРИГРУНТОВОЙ КОНДЕНСАЦИИ НА ТЕМПЕРАТУРНЫЙ РЕЖИМ ГРУНТОВ И МЕТОДИКА ИССЛЕДОВАНИЙ

3.1. Оценка количества испарения с поверхности грунтов

3.2. Температура выпадающих летних атмосферных осадков

3.3. Определение теплофизических свойств грунтов

3.4. Количественная оценка влияния инфильтрации летних атмосферных осадков на формирование температурного режима грунтов

3.5. Оценка количества выпадения конденсата водяных паров деятельного слоя

4. ТЕОРЕТИЧЕСКОЕ ОБОСНОВАНИЕ ВЛИЯНИЯ ИНФИЛЬТРАЦИИ ЛЕТНИХ АТМОСФЕРНЫХ ОСАДКОВ И ВНУТРИГРУНТОВОЙ КОНДЕНСАЦИИ НА ФОРМИРОВАНИЕ ТЕМПЕРАТУРНОГО РЕЖИМА ГРУНТОВ В СЛОЕ ГОДОВЫХ ТЕПЛООБОРОТОВ

4.1. Существующие модели влияния инфильтрации атмосферных осадков

на глубину протаивания и температурный режим мёрзлых грунтов

4.2. Разработка математической модели инфильтрации атмосферных осадков с учётом процесса внутригрунтовой конденсации

4.2.1. Обоснование выбора математической модели

4.2.2. Учёт внутригрунтовой конденсации водяного пара

5. ЧИСЛЕННОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ ВЛИЯНИЯ ИНФИЛЬТРАЦИИ ОСАДКОВ И ВНУТРИГРУНТОВОЙ КОНДЕНСАЦИИ НА ФОРМИРОВАНИЕ ТЕРМОВЛАЖНОСТНОГО РЕЖИМА ГРУНТОВ

5.1. Численный эксперимент

5.2. Моделирование инфильтрации атмосферных осадков и их влияния

на мёрзлые грунты

5.3. Моделирование влияния процесса внутригрунтовой конденсации на мёрзлые грунты

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

ИСПОЛЬЗОВАННАЯ ЛИТЕРАТУРА

В В Е Д Е Н И Е

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Влияние инфильтрации летних атмосферных осадков и внутригрунтовой конденсации на формирование температурного режима грунтов в Центральной Якутии»

Актуальность работы

Особенности теплообмена в системе литосфера-почва-атмосфера, которые обусловливают глубокое промерзание земной коры и длительное существование мёрзлой подпочвы, заключаются в том, что теплообороты в почве и подпочве начинают совершаться и потом непрерывно длительное время происходят при отрицательной средней годовой температуре грунтов (Швецов, 1955).

Криолитозона характеризуется планетарным распространением и развитием. Динамика ее зависит от общего теплового состояния Земли и его изменений, определяемых общим тепловым балансом. В приповерхностных горизонтах литосферы тепловой баланс формируется под воздействием регионального и локального перераспределения приходящей энергии в разных геолого-географических условиях. Общий планетарный энергетический баланс Земли подразделяется на региональный, который в свою очередь определяет локальный. Эти локальные балансовые показатели и термодинамические процессы определяют температурный режим (тепловое состояние) грунтов и эволюцию мёрзлых толщ. Решение сложной многомерной задачи (эволюции криолитозоны) затрудняется недостаточной изученностью регионального и локального теплового баланса, а изучение термодинамических условий эволюции криолитозоны - недостаточностью разработанных методик и техническими возможностями аппаратуры для измерения его составляющих. Поэтому, при проведении исследований по оценке роли факторов по существу измеряются отдельные составляющие радиационно-теплового баланса, а остальные дополняются в него в виде суммарного недетализированного члена (Общее мерзлотоведение, 1974; Общее мерзлотоведение, 1978).

Теплообменные процессы и термический режим грунтов в слое годовых теплооборотов обусловлены условиями теплообмена на поверхности почвы, циркуляцией приземного воздуха, количеством атмосферных осадков,

напочвенными покровами, свойствами, составом и температурой подстилающих грунтов (Достовалов, Кудрявцев, 1967). Важным фактором формирования теплового режима грунтов являются атмосферные осадки, как твердые - в виде снега, так и жидкие - в виде дождя, однако, роль последних до настоящего времени изучена недостаточно.

Одним из слабоизученных вопросов в оценке роли источника тепла и влаги является влияние конденсации водяных паров воздуха на температурный и влажностный режимы грунтов деятельного слоя, особенно в районах распространения многолетнемёрзлых пород. Процесс конденсации водяных паров воздуха чрезвычайно широко распространён в природе. Он происходит в атмосфере, на открытых поверхностях и в верхних слоях литосферы. По этой причине его изучение является актуальной задачей геокриологии, гидрогеологии и инженерной геологии.

Изучение закономерностей влияния инфильтрации атмосферных осадков и внутригрунтовой конденсации на термический режим грунтов представляет интерес как в научно-теоретическом плане, так и для практических целей при инженерном и сельскохозяйственном освоении территорий.

В работе на основании экспериментальных данных и теоретических разработок рассмотрен процесс влияния инфильтрации жидких атмосферных осадков и конденсации водяных паров в зоне аэрации на формирование температурного режима грунтов.

Основная цель работы заключается в количественной оценке и усовершенствовании модели влияния инфильтрации летних атмосферных осадков и конденсации водяных паров в слое годовых теплооборотов.

Исследования включали решение следующих задач: 1. Выполнить обзор литературных источников о влиянии инфильтрации атмосферных осадков и внутригрунтовой конденсации на термический режим грунтов.

2. Провести натурные исследования по оценке водно-теплового баланса и теплофизических свойств грунтов.

3. Выполнить экспериментальные исследования влияния инфильтрации атмосферных осадков и конденсации водяных паров на температурный режим грунтов.

4. Количественно оценить влияние инфильтрации атмосферных осадков и конденсации водяных паров на изменение температурного режима грунтов в слое годовых теплооборотов.

5. Разработать математическую модель влияния инфильтрации атмосферных осадков с учётом процессов внутригрунтовой конденсации и испарения для численного эксперимента и прогноза.

6. Провести численное моделирование и сделать прогноз влияния инфильтрации атмосферных осадков и внутригрунтовой конденсации на динамику температурного режима грунтов.

Исходные материалы

В основе диссертационной работы лежат результаты многолетних (с 2012 по 2017 гг.) экспериментальных и натурных исследований на научно-экспериментальном полигоне «Туймаада» Института мерзлотоведения им. П.И. Мельникова СО РАН. Эти данные автор получил, работая в лаборатории геотермии криолитозоны ИМЗ СО РАН с участием студентов СевероВосточного федерального университета им. М.К. Аммосова. В работе используются данные собранные на этом же полигоне ещё в 1970-х годах д.г.н. А.В. Павловым и сотрудниками лаборатории геотермии криолитозоны и криогенных ландшафтов.

Объектом исследований являются сезонно- и многолетнемёрзлые грунты слоя годовых теплооборотов Центральной Якутии.

Предметом исследований является влияние инфильтрации жидких атмосферных осадков и внутригрунтовой конденсации на формирование температурного режима в слое годовых теплооборотов грунтов Центральной Якутии.

Научная новизна исследований

1. На основе экспериментальных наблюдений впервые дана количественная оценка влияния инфильтрации летних атмосферных осадков и конденсации водяных паров на формирование температурного режима грунтов в естественных условиях Центральной Якутии.

2. Впервые разработана математическая модель влияния инфильтрации осадков с учётом процессов внутригрунтовой конденсации и испарения.

3. Выявлены временные периоды разнонаправленного влияния процесса внутригрунтовой конденсации на формирование термовлажностного режима грунтов деятельного слоя.

Личный вклад автора

Автором обобщены и проанализированы фондовые и литературные материалы по изучению влияния инфильтрации осадков и конденсации водяных паров на формирование температурного режима грунтов. Усовершенствованы конструкции наблюдательных приборов и методов натурных исследований, проведён комплекс режимных наблюдений, выполнен анализ и обобщение полученных результатов. Разработана усовершенствованная расчётная модель по оценке воздействия атмосферных осадков с учётом процессов внутригрунтовой конденсации и испарения.

Диссертация основывается на обобщении и анализе результатов режимных, экспериментальных и теоретических исследований процессов инфильтрации летних атмосферных осадков и внутригрунтовой конденсации на территории Центральной Якутии, проведенных лично автором или при его непосредственном участии.

Работа выполнена в рамках: бюджетных проектов УШ.77.2.3. «Геотемпературное поле и эволюция криолитозоны Северной Азии», 1Х.135.2.1. «Геотемпературное поле и трансформация криолитозоны Северной Азии и горных областей Центральной Азии»; грантов РФФИ: 15-35-50628 мол_нр «Актуализация параметризаций динамической модели многолетнемёрзлых грунтов на основе калибровки по данным комплексных наблюдений на экспериментальной геокриологической площадке в Якутске», 18-55-53041 ГФЕН_а «Сравнительное исследование конвективных потоков воздуха и воды и их влияние на состояние криогенных толщ Алдано-Станового нагорья и Тибетского плато», 18-05-60005 Арктика «Экосистемы и природопользование в арктических регионах России в контексте стратегий адаптации к изменению климата и устойчивого развития», 18-41-140008 р_а «Разработка методики численного моделирования негативных мерзлотных процессов при изменении климата и антропогенных воздействиях».

Защищаемые положения

1. Инфильтрация летних атмосферных осадков в Центральной Якутии носит отепляющий характер на температурный режим грунтов. Однако, значительное их увеличение продолжительностью более 3 лет, особенно на локальных участках, оказывает охлаждающее влияние. Это связано с формированием повышенной влажности, а в последующем льдистости, грунтов в результате насыщения их влагой, изменением теплофизических свойств и теплоты фазовых переходов.

2. Разработана математическая модель расчёта температурного режима грунтов слоя годовых теплооборотов при инфильтрации атмосферных осадков с учётом процесса внутригрунтовой конденсации как внутренних источников тепла и влаги. Предложенная математическая модель позволяет оценить роль этих процессов в формировании теплового поля в грунтах и повысить точность расчета инженерно-геокриологических прогнозов.

3. В условиях Центральной Якутии установлены и обоснованы периоды охлаждающего и отепляющего влияния внутригрунтовой конденсации на температурный режим грунтов деятельного слоя в годовом цикле.

Практическая значимость

Результаты полученных исследований позволяют повысить качество прогнозных решений, необходимых для управления освоением территорий и тем самым увеличить их достоверность.

Апробация работы

Основные положения диссертации были представлены автором на 8 международных (Якутск, 2014; Тюмень, 2015; Потсдам, Германия, 2016; Якутск, 2016; Пущино, 2017; Якутск, 2017; Магадан, 2017; Санкт-Петербург, 2018), 7 всероссийских (Якутск, 2013; Бийск, 2014; Якутск, 2015(2); Москва 2016, 2018; Якутск, 2018) и 4 региональных конференциях (Якутск 2012, 2014, 2015, 2017).

Публикации

По теме диссертации опубликовано 17 работ: 5 статей, в том числе из списка ВАК - 3, "Web of Science" и "Scopus" - 2, в 12 материалах и тезисах научных конференций.

Структура и объем диссертации

Работа состоит из введения, 5 глав, заключения. Объём диссертации составляет 118 страниц машинописного текста, включающего 35 графических иллюстраций, 4 таблицы и список литературы из 1 43 наименований, 1 4 из которых иностранные источники.

Автор выражает признательность за ценные советы и помощь в проведении исследований сотрудникам лаборатории геотермии криолитозоны ИМЗ СО РАН, а именно д.г.-м.н. В.И. Жижину, к.г.н. П.Н Скрябину, к.г.н.

С.П. Варламову, к.г.н. Ю.Б. Скачкову, н.с. А.Р. Кириллину, н.с. И.Е. Мисайлову, вед. инж. А.С. Егорову, вед. инж. А.В. Пазынич и инж. Д.А. Находкину. Соискатель благодарит научного руководителя д.г.-м.н. М.Н. Железняка за помощь в выборе данной тематики, объекта исследований, консультации при обсуждении результатов и ключевых вопросов диссертационной работы, а также научного консультанта д.ф.-м.н. П.П. Пермякова за помощь в разработке математической модели и её реализации. В процессе написания работы автор пользовался консультациями д.т.н. Р.В. Чжана, д.г.-м.н. В.В. Шепелёва, к.г.н. И.С. Угарова, д.т.н. И.И. Рожина, к.г.-м.н. Н.А. Павловой, к.г.-м.н. С.И. Заболотника и др. способствовавшими успешному завершению работы, за что особое им спасибо.

1. ПРИРОДНЫЕ ФАКТОРЫ, ОПРЕДЕЛЯЮЩИЕ ФОРМИРОВАНИЕ ТЕМПЕРАТУРНОГО РЕЖИМА ГРУНТОВ

Температура любой среды является функцией ее теплового состояния, определяемого внутренними и внешними источниками энергии и свойствами вещества. При формировании теплового состояния в слое годовых теплооборотов внутренние источники тепла (внутриземный поток тепла) не оказывает особого влияния, так как его величина на два порядка меньше по сравнению с внешними источниками тепла (Смирнов, 1980; Балобаев, 1991). Внешним источником тепла служит поступающая на поверхность Земли солнечная радиация. Это основной источник энергии, обеспечивающий протекание природных процессов на поверхности земли, в деятельном слое, в атмосфере и гидросфере (Общее мерзлотоведение, 1974). Мерзлые породы являются сложными термодинамическими образованиями, формирующимися в сочетании разнообразных природно-климатических условиях. Даже в суровых климатических условиях при среднегодовой температуре воздуха -6°С и ниже, существуют отдельные массивы с температурой близкой к нулевым значениям. Для объяснения подобных явлений необходимо изучение роли природных факторов, определяющих формирование температурного режима грунтов.

Формирование и динамика многолетнемерзлых толщ (ММТ) определяется природно-климатическими и геолого-тектоническими условиями. Этим определяется основной подход к изучению динамики мерзлых пород.

Сезонно-талый (СТС) и сезонно-мерзлый (СМС) слои являются важным элементом термодинамического состояния литосферы. Выделение (классификация) СТС и СМС позволяет оценить влияние различных факторов на формирование теплового состояния среды. При этом следует учитывать взаимосвязь и взаимообусловленность всех элементов природной среды (Достовалов, Кудрявцев, 1967).

Ниже рассмотрены основные факторы, оказывающие влияние на формирование температурного режима грунтов.

Влияние снежного покрова

Одним из главных природных факторов, характеризующих условия теплового взаимодействия пород с атмосферой является снежный покров. Снежный покров, обладающий малой теплопроводностью, как теплоизолятор предохраняет породы от теплопотерь в зимнее время года и тем самым повышает их среднегодовую температуру (Достовалов, Кудрявцев, 1967). Исследованиями влияния снежного покрова на тепловой режим грунтов и глубины сезонного протаивания (промерзания) занимались В.А. Кудрявцев, В.Т. Балобаев, А.В. Павлов, Н.И. Шендер и др.

Снежный покров характеризуется сезонностью существования, изменчивостью свойств, строения, высоты во времени и пространстве. Так, он может оказывать не только отепляющее, но и охлаждающее воздействие. Если он сохраняется на поверхности земли и после установления положительных температур воздуха, протаивание пород задерживается, так как поступающее солнечное тепло расходуется на таяние снега (Общее мерзлотоведение, 1974). Влияние снежного покрова на глубину протаивания меньше, чем на глубину промерзания. Снижая интенсивность зимнего охлаждения, снежный покров способствует увеличению глубины сезонного протаивания в последующий летний сезон (Павлов, 1975).

В Центральной Якутии мощность снежного покрова относительно не большая, и варьируется от 20 до 60 см. В общем годовом балансе влаги снег в этих районах составляет от 30 до 50% (Гаврилова, 1973). Стационарные теплобалансовые исследования в Центральной Якутии выявили, что теплозащитная роль снежного покрова на исследуемой территории существенно выше, чем в других регионах (Павлов, 1975). В целом наибольшими значениями высоты снежного покрова характеризуются районы Лено-Вилюйского водораздела и предгорной периферии, наименьшими -

Лено-Амгинского междуречья. Известно, что на защищенных от ветра участках (лес) высота снежного покрова несколько больше (на 3-4 см), чем на открытых участках (поле) (Гаврилова, 1976).

Одной из главных характеристик снежного покрова является его теплопроводность, которая определяется его плотностью. Чем плотнее снег, тем его теплопроводность больше и соответственно меньше теплозащитные свойства снега (Павлов, 1975).

В целом, снежный покров, в условиях Центральной Якутии является основным природным фактором, определяющим формирование температурного и влажностного режимов, а также глубину протаивания грунтов.

Влияние растительного и напочвенного покровов

Влияние растительного покрова на температурный режим грунтов представляет собой одну из сторон сложной многосторонней и важной проблемы термодинамического взаимодействия литосферы с атмосферой. Вопросами изучения влияния растительности на тепловой режим многолетнемерзлых пород в разные годы занимались: Н.И. Тыртиков, В.А. Кудрявцев, А.В. Павлов и др.

Растительный покров независимо от высоты имеет свойства, резко отличающие его от почв (Достовалов, Кудрявцев, 1967; Общее мерзлотоведение, 1974). Он изменяет отражательную способность деятельной поверхности, поглощает солнечную энергию и испаряет влагу не на одной поверхности, а во всем объеме, турбулизирует воздушный поток выше уровня развития биомассы и, наоборот, создает застой воздуха в ней. Кроме этого, растительный покров ассимилирует углекислоту, на что также затрачивается солнечная энергия. Влияние растительного покрова на температурный режим грунтов более отчетливо проявляется в теплый период (Павлов, 1975, 1979).

В таежной и тундровой зоне на минеральных почвах повсеместно развиты мохово-торфяные, лишайниковые или мохово-лишайниковые

покровы, которые обычно классифицируются как напочвенные. Влияние мохово-торфяных и мохово-лишайниковых покровов на процессы тепломассообмена почвы с атмосферой определяется следующими общими особенностями (Павлов, 1979).

1. Мох, торф и лишайник в воздушно-сухом состоянии являются теплоизоляторами.

2. Они обладают исключительно высокой гигроскопичностью и влагоудерживающей способностью, поэтому в естественном состоянии всегда сильно увлажнены (влажность может достигать тысячи процентов по отношению к сухому весу).

3. Теплозащитная способность напочвенных покровов зимой намного ниже, чем летом. Это связано с тем, что в естественных условиях напочвенные покровы всегда имеют определённую влажность, которая зимой в мерзлом состоянии имеет большую теплопроводность близкую к коэффициенту теплопроводности минеральных почв.

В Центральной Якутии теплоизолирующий эффект растительных и напочвенных покровов меняется с сезонами года, в зимний период отепляя в летний охлаждая. В целом за год растительные и напочвенные покровы на грунты воздействуют охлаждающе (Павлов, 1979; Балобаев, 1965; Гаврильев, 1971; Гаврилова, 1976; Варламов и др., 2002).

Влияние литологического состава и влажности пород Изменение литологического состава пород в разрезе определяет теплофизические свойства грунтов: теплопроводность X, температуропроводность (а) и теплоемкость С. Теплофизические свойства грунтов во многом определяют глубину многолетнего промерзания ^мн которая может быть рассчитана с помощью выражений В.А. Кудрявцева (Общее мерзлотоведение, 1978) и В.Т. Балобаева (1965). Эта величина

пропорциональна и имеет более сложную зависимость от С, которая, в целом, увеличивается при её (С) уменьшении. Известно, что увеличение

дисперсности пород ведет к уменьшению А. Поэтому при прочих равных условиях наибольшие глубины сезонного промерзания (протаивания) £ формируются в крупнообломочных (гравий, галька и др.) и грубодисперсных (песок) породах, а наименьшие - в тонкодисперсных (суглинки, глины).

Теплофизические свойства пород (К = а2 = А/Су) существенно изменяются с изменением плотности пород, их пористости и минералогического состава. Более плотные породы имеют большую теплопроводность и теплоемкость (Достовалов, Кудрявцев, 1967; Гаврильев, 1998).

Изменение влажности пород влияет на глубину сезонного промерзания (протаивания) £ двояко: во-первых, через изменение теплофизических свойств пород (А и С); во-вторых, через величину фазовых переходов воды, что проявляется более существенно. При этом, чем больше влажность пород, тем больше тепла затрачивается на фазовые переходы воды в них и тем меньше глубина сезонного промерзания или протаивания (Ершов, 2002).

Состав и влажность пород оказывают также существенное влияние на среднегодовую температуру пород на подошве этого слоя а через неё и на £. Это влияние связано с формированием температурной сдвижки, величина которой определяется вышеупомянутыми параметрами этого слоя, и пропорциональна разности корней квадратных из теплопроводностей мерзлого и талого грунтов, а также величине годовых теплооборотов (Ершов, 2002).

В геологическом строении Центральной Якутии участвуют палеозойские (кембрийские) и мезозойские (юрские) отложения, перекрытые толщей кайнозойских (четвертичных) образований. Мощность рыхлого чехла варьируется от первых до 60-70 м, которые в основном представлены песками перекрытыми маломощным (0,5-2,0 м) прерывистым покровом суглинков и супесей.

Влияние заболоченности и водного покрова озёр и водотоков

Влияние заболоченности на температурный режим пород во многом определяется общими климатическими условиями территории и стадией развития болот. Эти вопросы рассмотрены в работах Ф.Э. Арэ, В.Т. Балобаева, А.В. Павлова, Г.М. Фельдмана, М.К. Гавриловой, П.П. Гаврильева, М.И. Тишина и др. До тех пор, пока поверхность болот частично покрыта водой, хорошо пропускающей коротковолновое излучение и задерживающей длинноволновую радиацию, среднегодовые температуры в поверхностной части болот выше, чем на прилегающих участках с иными ландшафтными условиями (Общее мерзлотоведение, 1978; Ершов, 2002). В процессе эволюции болот, в результате нарастания мхов и пучения промерзающих грунтов, отдельные их участки осушаются, осоково-пушицевые ассоциации сменяются моховым покровом, формируются кустарники. Отепляющее влияние снежного покрова на этих участках сокращается вследствие уменьшения его мощности и влажности торфяных отложений. Это способствует понижению среднегодовой температуры грунтов на повышенных участках по сравнению с пониженными. В дальнейшем под воздействием осушения болот в результате поднятия поверхности торфяника сфагновые мхи постепенно отмирают, и их место занимают лишайники. Среднегодовые температуры пород в приповерхностных грунтах на этих участках, как правило, значительно ниже, чем на окружающей территории (Достовалов, Кудрявцев, 1967; Ершов, 2002).

Из этого следует, что болота оказывают отепляющее, или охлаждающее влияние на формирование температурного режима пород, в зависимости от их этапа развития.

Температурный режим пресных бессточных озёр определяется их глубиной. Так как толщина льда в озёрах при самых суровых зимних условиях не превышает 2-2,5 м, то донные отложения в водоемах глубже, чем 2,5 м, всегда находятся в талом состоянии. При этом, когда ширина озера превышает в 2 раза мощность многолетнемерзлых толщ, под озером, как правило,

образуется сквозной талик, а при меньшей ширине озера и большей мощности многолетнемерзлых толщ может образоваться «псевдоталик» (Достовалов, Кудрявцев, 1967; Некрасов, 1976).

При глубинах водоема, меньших, чем возможная толщина льда, водоем промерзает до дна и в донных отложениях могут формироваться как отрицательные, так и положительные средние годовые температуры (в зависимости от глубины водоема). При этом в зависимости от глубины изменяются и годовые амплитуды температуры на поверхности донных отложений (Достовалов, Кудрявцев, 1967).

В Центральной Якутии в основном распространены термокарстовые озера как правило глубиной не больше 2-3 метров. Однако встречаются озера и другого генезиса глубиной 8-10 метров, под которыми имеются мощные талики. Заболоченные территории в Центральной Якутии встречаются весьма редко, чаще - маревые участки.

Влияние подземных вод

Взаимодействие подземных вод и многолетнемерзлых толщ существенно определило особенности формирования криолитозоны и преобразование всех категорий подземных вод. При этом вода, отдавая свою тепловую энергию мерзлой породе, стремиться вывести ее из этого состояния, а мерзлые породы, наоборот, поглощая тепловую энергию воды, стремятся перевести ее в лед. Существующая в настоящее время криолитозона является производной этого сложного, разнонаправленного процесса (Общее мерзлотоведение, 1974; Ершов, 2002).

Взаимодействие мерзлых пород и подземных вод характеризуется, по мнению Н.Н. Романовского и А.Б Чижова (1976) следующими представлениями:

1. Взаимодействие подземных вод с мерзлыми толщами - это естественно исторический процесс, начало которого совпадает с началом формирования мерзлых толщ, а конец - с полным их протаиванием.

2. На тепловой режим горных пород подземные воды оказывают воздействие, начиная с момента и места их возникновения. Это определяется тем, что подземные воды: а) изменяют теплофизические свойства пород; б) в процессе своего движения они могут образовывать конвективные тепловые потоки. Последние сочетаются с кондуктивными теплопотоками в слоях, где осуществляются годовые и многолетние теплообороты, а также с потоком тепла из недр земли. В наиболее общем случае следует считать, что подземные воды перераспределяют тепловую энергию в верхних горизонтах пород, тем самым, меняя их температурное поле и условия развития мерзлых толщ.

3. Многолетнее промерзание приповерхостного слоя грунтов, обуславливает особенности питания, движения и разгрузки подземных вод. Это проявляется: - в подвижности водоупоров, коими являются мерзлые породы, кроме того, они способны пространственно разрывать единые гидродинамические системы, ослаблять перемещение их отдельных частей; -в сокращении взаимосвязи поверхностных и подземных вод, локализации областей питания и разгрузки последних; - в промерзании отдельных водоносных горизонтов и превращении их в водоупоры, с изменением физических свойств вмещающих пород и выделении в процессе фазового перехода воды в лёд тепла (при оттаивании промерзших водоносных слоев происходит обратный процесс); - в изменении условий залегания и гидродинамического режима водоносных горизонтов в процессе многолетнего промерзания горных пород (безнапорные воды становятся напорными, изменяется направление и скорость движения подземных вод); - в изменении температурного режима и солевого состава подземных вод.

Список литературы диссертационного исследования кандидат наук Жирков Александр Федотович, 2019 год

i :

l :

:

:

:

:

Ел т. 1 \ :

Ел т. 2 :

3

4 S1

у

б и

н а

6 S

5

10 11

0

1

1

4

4

5

5

6

6

0

0

1

1

2

7

7

8

8

9

9

Рис. 17. Кривые распределения среднегодовой температуры грунтов по глубине. Красная кривая (площадка 1) - среднегодовая температура грунтов на площадке с поливом. Синяя кривая (площадка 2) - среднегодовая температура на площадке с естественными осадками.

Из представленных кривых распределения среднегодовой температуры (^г) по глубине за период 2012-2013 гг. с естественным режимом атмосферных осадков (без эксперимента) можно констатировать, что среднегодовые температуры двух площадок варьируют от -1,5 до -2,5°С, исключая деятельный слой (2 метра). А также следует отметить межгодовую изменчивость распределения среднегодовой температуры грунтов по глубине в естественных условиях, которая варьируется от -2 до -3°С от года к году (рис. 18).

Площадка 1 Площадка 2

Рис.18. Кривые распределения среднегодовых температур по глубине дополнительно орошаемой площадки (Площадка 1) и площадки с естественными условиями (Площадка 2) за периоды с экспериментом и без эксперимента.

Распределение среднегодовой температуры грунтов по глубине площадки с дополнительным поливом меняется в довольно широком интервале (см. рис. 17 и 18). В первый год эксперимента tr по всей глубине резко повышаются, доходя до -1°С и ниже. Это объясняется привносом

дополнительного тепла за счет увеличения количества выпадающих летних атмосферных осадков. Однако и среднегодовая температура воздуха этого года самая высокая за весь период эксперимента. Но, несмотря на это, дополнительный привнос тепла за счет увеличения количества осадков наблюдается. Разница температуры по всем глубинам экспериментального участка по сравнению с участком с естественными условиями равна от 1 до 1,5°С. Если учесть, что естественная разница между распределением ^ по разрезу от 2 до 10 м в среднем составляет 1°С, а в деятельном слое - 0,5°С, то отепляющее влияние инфильтрации жидких атмосферных осадков в результате первого года эксперимента достигает от 0,2 до 1,7°С в слое годовых колебаний температуры. Эти значения подтверждают теоретические расчеты

B.А. Кудрявцева (1967), а также, к похожему результату приходят

C.П. Варламов и др. (2002).

Однако, в последующие годы, при продолжении эксперимента, распределение среднегодовой температуры по глубине начинает восстанавливаться и идет к понижению достигая в среднем -2°С. В сопоставлении со среднегодовой температурой пород на участке с естественными условиями выпадения атмосферных осадков, где она имеет прямую зависимость от климатических параметров (температура воздуха, режим осадков), ^ на участке с дополнительным поливом с каждым годом понижается (см. рис. 18, 19). Это позволяет прийти к выводу, что при условии увеличения количества летних атмосферных осадков среднегодовая температура грунтов может понижаться. Иначе говоря, при условии увеличения количества летних атмосферных осадков в локальных ограниченных участках продолжительное время, при прочих равных условиях, их влияние на температурный режим будет охлаждающим, в условиях Центральной Якутии (Жирков и др., 2018). К похожему выводу приходят Zhi Wen et al. (2014) в условиях Тибетского плато.

а

3

—•—3 метра * 5 метров -6 метров 10 метров

1,8 I-1-1-1-

2013 2014 2015 2016

Года

б

2,1

—•—3 метра * 5 метров - 6 метров 10 метров

0,9 ,-т-т-т-

2013 2014 2015 2016

Года

Рис. 19. Изменение среднегодовой температуры в период эксперимента по определённым глубинам (3, 5, 6, 10 м).

а - участок с естественными условиями; б - экспериментальный участок.

В результате эксперимента (с увеличением осадков) увеличивается влажность грунтов и в последующие годы уменьшается глубина протаивания (рис. 20) за счет увеличения слоя значительно теплоемких льдонасыщенных грунтов и, соответственно, увеличения количества тепла, необходимого на фазовые переходы в весенне-летний период. В результате этого наблюдается понижение температуры грунтов. Допущение, что атмосферные осадки выпадают по всей поверхности равномерно и также испаряются -неправомочно, так как на это влияют различия в растительном покрове и литологии. Как правило, эти параметры имеют очень пеструю картину, а испарение, как расходная часть и термодинамический процесс играет большую роль в тепловом балансе ландшафтов.

2013 год

1 —-2 2014 год

--2

2015 год

1 --2 2016 год

Рис. 20. Ход глубины сезонного протаивания в периоды эксперимента 20142016 гг. и за теплый период 2013 г. без эксперимента

1 - участок с дополнительным поливом (площадка 1); 2 - участок с естественными условиями (площадка 2); 3 - среднее по площадке CALM

По параметрам и динамики глубины сезонного протаивания (см. рис. 20)

установлено, что экспериментальный участок протаивает быстрее до глубины

1,5 м - в первые два года эксперимента (2014, 2015 года). Однако, уже во второй год эксперимента (2015 год) наблюдается запаздывание протаивания (до глубины 0,5 метров) в начале весенне-летнего периода. В третий год эксперимента динамика протаивания практически одинакова по всей глубине, однако, верхний слой (до глубины 0,6 метров) с дополнительным поливом -запаздывает. Это объясняется обильным влагонасыщением в результате экспериментального полива. Некоторое уменьшение глубины протаивания с 2015 года связано с большим количеством летних осадков в 2014 году и с их относительно малым количеством в 2015 году.

Таким образом, при искусственном увеличении количества летних атмосферных осадков повышение температуры пород (за теплый период года) отмечалось на 1,5°С. Пики разности температур приходятся на глубины с 0,4 до 0,9 м. При единовременном увеличении в 3 раза атмосферных осадков их отепляющее влияние на температурный режим грунтов в годовом цикле достигает от 0,2 до 1,7°С в слое годовых колебаний температур. Тем не менее, при условии увеличения количества летних атмосферных осадков довольно продолжительное время (3 и более лет), при прочих равных условиях, их влияние на температурный режим может носить охлаждающий эффект в локальных ограниченных участках, в условиях Центральной Якутии.

3.5. Оценка количества выпадения конденсата водяных паров

деятельного слоя

Для оценки влияния конденсации водяных паров в зоне аэрации на

температурный режим грунтов была сконструирована конденсационная установка Климочкина В.В. типа КУ-1 (рис. 21, 22) с двумя конденсатомерами на стационаре «Туймаада».

Рис. 21. Схематический рисунок конденсационной установки на научно-экспериментальном стационаре «Туймаада» (в разрезе).

Целью данной установки было измерение количества выпадения конденсата за определенный (теплый) период года. В качестве конденсаторов использовались полиэтиленовые трубы длиной 1 ми диаметром 110 мм. Первый конденсатомер был заполнен грунтом естественного литологического состава (сверху до 70 см супеси, ниже мелко и среднезернистые пески) местности, второй эоловыми среднезернистыми песками. На дне труб были спаяны фильтрационные сетки.

В процессе образования конденсат стекал вниз по вертикальной, затем по наклонной трубам (см. рис. 21, 22) в сосуд для сбора. С помощью мерного стакана измерялось количество выпавшего конденсата за определенное время и высчитывалось количество конденсата, образованного в единице объема грунта.

а) б) в)

Рис. 22. Строительство конденсационной установки. По левей трубке (г) (фиолетовая) выпадал конденсат в грунтах с естественным залеганием, по правой (красная) выпадал конденсат с конденсатомера с песчаным заполнителем.

Режимные наблюдения за образованием конденсата были начаты в середине июля 2014 года и проводились раз в два дня весь теплый период года (май-сентябрь).

С помощью конденсационной установки нами были проведены наблюдения за четыре теплых сезона (2014-2017 гг.). Показаниями 2014 года можно пренебречь, в связи с нарушением естественного тепловлажностного режима грунтов в период строительства установки. В таблице 4 представлены результаты наблюдений за количеством выпадения внутрипочвенной конденсации. Данные согласуются с ранее полученными данными В.В. Климочкина (1975) и В.В. Шепелёва (1980, 2011).

Таблица 4

Результаты наблюдений за количеством выпадения внутрипочвенной конденсации за теплые сезоны 3-х лет (2015-2017 гг.)

Грунты 2015 г. (с ПРС) 2016 г. (с ПРС) 2017 г. (без ПРС)

Слой конденсата, в мм

Среднезернистый песок 19,8 22,1 47

Естественное залегание (супесь) 10,7 12,5 24,3

Полученные данные (см. табл. 4) свидетельствуют о том, что конденсация водяных паров воздуха в породах деятельного слоя является существенной, даже в условиях Центральной Якутии. Эксперимент проведен с разными условиями тока воздуха по конденсатомеру (закрытое и открытое). В первые два года конденсатомер был покрыт почвенно-растительным слоем, снизу стоковая труба была плотно закреплена резиновой трубкой с измерительной пипеткой. Тем самым ток воздуха был минимален и поэтому значения слоя конденсата тоже минимальны. В 2017 году с целью сравнения с установками КУ-1 и КУ-2 почвенно-растительный слой был удален и резиновые трубки тоже были сняты. Вместо измерительной пипетки был использован измерительный сосуд с определенным количеством влаги, на поверхности которой был налит тонким слоем жидкий силикон для избежания её испарения. В результате этих действий ток воздуха по конденсатомеру увеличился и образовалось большее количество конденсата, чем в первые два года наблюдений. Следовательно, интенсивность выпадения конденсата зависит не только от влажности воздуха и температуры грунтов, но и от тока воздуха в них, который был установлен еще В.В. Шепелевым (1980; 2011).

Из приведенного анализа и результатов натурного эксперимента можно сделать вывод, что получены предельные значения выпадения конденсата для типичных грунтов Центральной Якутии. Величина слоя конденсации для среднезернистых песков составляет от 19,8 до 47 мм, для супесей - от 10,7 до 24,3 мм в зависимости от наличия или отсутствия почвенно-растительного слоя и тока воздуха в них.

4 ТЕОРЕТИЧЕСКОЕ ОБОСНОВАНИЕ ВЛИЯНИЯ ИНФИЛЬТРАЦИИ ЛЕТНИХ АТМОСФЕРНЫХ ОСАДКОВ И ВНУТРИГРУНТОВОЙ КОНДЕНСАЦИИ НА ФОРМИРОВАНИЕ ТЕМПЕРАТУРНОГО РЕЖИМА ГРУНТОВ В СЛОЕ ГОДОВЫХ ТЕПЛООБОРОТОВ

Вопросами теоретического обоснования тепло- массообмена при инфильтрации поверхностных вод и атмосферных осадков в криолитозоне занимались целый ряд исследователей: В.Т. Балобаев (1965); Г.З. Перльштейн (19686); Н.С. Иванов, (1969); В.Г. Меламед, Г.З. Перльштейн (1971); В.Я. Кулик (1973); А.В. Павлов, Б.А. Оловин (1974); Г.М. Фельдман (1977); Ю.Г. Шасткевич (1977); Ю.Г. Мотовилов (1977); Г.З. Перльштейн (1979); Г.М. Фельдман (1988); П.П. Пермяков (1989); Б.А. Оловин (1993); В.И. Васильев и др. (1996); П.П. Пермяков, П.Г. Романов (2000); П.П. Пермяков, А.П. Аммосов (2003); И.А. Комаров (2003); Э.Д. Ершов и др. (2008) (Основы геокриологии, ч. 6); Н.Н. Романовский и др. (2009); И.Л. Калюжный, С.А. Лавров (2012); Krakauer N. Y. et al. (2013); А.Г. Петрова и др. (2015); Mingli Zhang et al. (2016); А.С. Алейников, А.Г. Петрова (2017); В.И. Васильев и др (2017) и др. Эти исследования проводились с точки зрения оценки влияния инфильтрации (фильтрации) поверхностных и подземных вод и атмосферных осадков на глубину протаивания, температурного и влажностного режима грунтов в различных условиях.

Работы вышеупомянутых исследователей сводились к прогнозированию теплового взаимодействия геотехнических сооружений с многолетнемерзлыми грунтами, а также к прогнозу трансформации природных сред при изменениях климата. Такие прогнозные решения являются наиболее актуальными и сложными задачами в геокриологии. Теоретические разработки этих проблем основаны главным образом на предположении о стационарности процесса теплообмена. Вследствие чего при расчетах не учитывали особенности переходных периодов года и несущественных, по их мнению, составляющих теплового и водного баланса, тем самым, не обеспечивая необходимую точность прогноза.

4.1. Существующие модели влияния инфильтрации атмосферных осадков на глубину протаивания и температурный режим мёрзлых

грунтов

Первые попытки теоретического обоснования влияния инфильтрации атмосферных осадков на формирование тепловлажностного режима грунтов, были начаты В.Т. Балобаевым (1965). Он рассматривал процесс переноса тепла в талом слое горных пород при инфильтрации воды через поверхность к границе раздела с мерзлыми породами, полагая, что гидродинамический режим движения воды является установившимся. Это предположение он основывал на том, что теория установившегося движения воды в большей степени разработана, и значительно легче решается, чем теория неустановившегося движения, кроме того нестационарный процесс с некоторым приближением можно заменить последовательно сменяющимся рядом стационарных состояний.

По допущениям В.Т. Балобаева, поток инфильтрующейся с поверхности воды движется вниз по вертикали и направление движения воды совпадает с направлением распространения тепла от поверхности к границе раздела талых и мерзлых пород. Поэтому к обычному кондуктивному потоку тепла добавляется тепло, переносимое водой. Суммарный тепловой поток в зоне инфильтрации будет равен:

^ = + (4.1)

где ЛТ - коэффициент теплопроводности полностью водонасыщенных пород; Т2 - температура горных пород в зоне инфильтрации; сВ - удельная теплоемкость воды; уВ - объемный вес воды; $И - скорость инфильтрации воды; Л Т2 - разность температур на поверхности и на глубине 7.

С помощью зависимости (4.1) В.Т. Балобаев оценил влияние жидких атмосферных осадков на протаивание мерзлых пород в условиях Центральной Якутии, где в теплый период выпадает примерно 150 мм осадков при средней за весь период температуре поверхности +15°С. Полагая, что осадки распределяются равномерно в течение теплого периода или все суммарное

количество их инфильтруется за небольшой промежуток времени, что приводит к тем же конечным результатам.

Его расчеты показали, что в гравийно-галечниковых отложениях инфильтрующимися осадками дополнительно приносится около 4% всего поступающего тепла. В результате без осадков мерзлые породы протаяли бы на глубину около 3,0 м, а с осадками глубина протаивания была бы больше только на 0,1 м. В мелкодисперсных породах (песках, супесях, суглинках) влияние осадков будет еще менее заметным, так как часть их пойдет на увеличение влагосодержания, а часть стечет по поверхности.

Также им были проведены исследования влияния дневных и ночных атмосферных осадков на глубину протаивания. Относительно которых он заключает, что дневные осадки влияют больше нежели ночные. Что, конечно логично, зная, что ночные температуры воздуха ниже дневных, а также отсутствует прямая солнечная радиация. По мнению В.Т. Балобаева турбулентный поток тепла и поток тепла испарения изменяются идентично. В теплые дни при малых интенсивностях дождевания поверхность теряет тепло в результате тепло- и влагообмена с воздухом, а при больших расходах дождевания - наоборот, получает его из атмосферы. В результате он приходит к выводу, что инфильтрация атмосферных осадков увеличивает глубину протаивания лишь в случае наличия совершенного дренажа фильтрационного потока, когда есть грунтовый сток выпавших атмосферных осадков. В случае его (дренажа) отсутствия влияние инфильтрации атмосферных осадков пренебрежимо мало.

В.Г. Меламед и Г.З. Перльштейн (1971) рассмотрели комплексную задачу тепло- и массообмена (одномерная задача оттаивания грунта, сопряженная с инфильтрацией летних осадков), которая является обобщением задачи Стефана, с помощью которой ими было исследовано влияние разных временных условий выпадения атмосферных осадков на глубину сезонного протаивания. В результате они выявили, что при неизменной сумме летних осадков (200 мм) условия их выпадения играют существенную роль с точки

зрения отепляющего влияния на сезонноталый слой. При определенных условиях (выпадение осадков происходит в короткие сроки и особенно в начале летнего периода) в грубодисперсных грунтах инфильтрация практически мало сказывается как на глубине оттаивания, так и на температурном режиме. В тех же случаях, когда выпадение осадков происходит длительное время, не учёт инфильтрации приводит к значительному занижению глубин оттаивания и средней температуры деятельного слоя.

Г.М. Фельдман в своей работе 1977 года оценивал влияние инфильтрации воды на температурный режим грунтов (А^). По его мнению, температура инфильтрующейся воды и скелета грунта в каждой точке грунтового массива равны. Инфильтрующиеся осадки заметно увеличивают эффективную теплопроводность и тем самым способствуют увеличению теплового потока из атмосферы в грунт. Поэтому единственно правильный метод оценки отепляющего влияния инфильтрации осадков заключается в расчете температурного поля грунта слоя годовых колебаний температуры с учетом движения воды.

Г.М. Фельдман дает оценку отепляющего влияния летних осадков на температурный режим грунта для двух случаев: 1) при больших значениях летних осадков, с сравнительно продолжительным теплым летом и при хорошо фильтрующих грунтах (для условий Южной Якутии); 2) при значительно меньшем количестве летних осадков, а также менее продолжительном и более холодном лете и при мало фильтрующих грунтах (для условий Западной Сибири). В результате, в первом случае - отепляющее влияние инфильтрации летних осадков не превышает 1,2°С. Это он объясняет разнообразием природных условий рассматриваемого района: мощностью снежного покрова, параметрами и видовым составом напочвенного покрова, свойствами горных пород и степенью расчлененностью рельефа. Во втором случае - отепляющее влияние инфильтрации летних атмосферных осадков на температурный режим грунтов (А1у) в условиях пос. Лабытнанги оказалось

равным 0,07°С. Таким образом, для рассматриваемого района Западной Сибири Г.М. Фельдман приходит к выводу, что инфильтрация летних осадков оказывает крайне малое влияние на температурный режим мерзлых грунтов.

В теоретическом и прикладном плане ряд исследований по тепломассообмену и математическому моделированию в условиях криолитозоны провел П.П. Пермяков (1989, 2000, 2003). Им рассмотрены процессы тепломассопереноса в неоднородных средах. Осуществлен долгосрочный прогноз тепло-соле-влажностного режима грунтов в основаниях инженерных сооружений при наличии надмерзлотных криопэгов и периодическом поступлении загрязненной воды. На рис. 23 приведены результаты воздействия на солевой режим мерзлых грунтов приемов тепловой и водной мелиорации (Пермяков, Романов 2000).

Рис. 23. Динамика изменения температуры и суммарной влажности грунтов в

различные моменты времени в условиях Центральной Якутии:---конец мая;

— х--конец августа; — А--конец декабря.

Стоит отметить, что модели П.П. Пермякова основываются на реальных условиях процесса промерзания-протаивания различных тонкодисперсных и засоленных пород (Пермяков, Романов 2000; Пермяков, Аммосов 2003). В дисперсных средах им учитываются зависимости, учитывающие выводы Э.Д. Ершовым (1979) об увеличении содержания незамерзшей воды с ростом

степени засоленности грунта. Еще одним положительным моментом данной модели является учет миграции влаги.

Одним из последних исследований математического моделирования тепло- массообмена в мерзлых грунтах является работа Mingli Zhang et al. (2016). Согласно которой, в холодных и засушливых регионах движение водяного пара и миграция влаги имеют решающее значение в динамике тепловлажностного режима деятельного слоя, роста растений и устойчивости инженерных сооружений. Несмотря на широкое признание фундаментальной значимости миграции влаги и водяного пара в количественном определении водного и теплового баланса грунтов, их расчет по-прежнему редко рассматривается в большинстве моделей или в практических применениях. Более того, по их мнению, предыдущие модели описания миграции влаги в ненасыщенной мерзлой почве были упрощенными. В своей работе они реализовали связанную численную модель, которая включает миграцию воды как в газообразной, так и в жидкой фазах, а также передачу тепла посредством кондукции и конвекции с учетом скрытой теплоты фазового перехода и диффузии пара. Ими верифицирована численная модель с подробными данными натурных наблюдений и мониторинга, а также проанализирована роль миграции воды и диффузии пара при тепло- массообмене.

Результат их работы показал, что численная модель способна полностью рассчитать совокупный тепловой и водный баланс в грунтах. Установлено, что кондуктивная теплопроводность в районах вечной мерзлоты доминирует в теплопереносе в более глубоких горизонтах (более 75 см), тогда как влияние движения воды на тепловой режим грунтов летом является значительным в приповерхностном слое. Почвенная влага мигрирует как в виде жидкости, так и в виде водяного пара. Более 15% потока влаги по всему разрезу происходит в виде водяного пара. По их мнению, миграция воды и водяного пара играет важную роль в тепло- массообмене особенно в дисперсных грунтах.

Анализируя вышеприведенное можно утверждать, что процесс тепломассообмена при инфильтрации летних атмосферных осадков очень сложная,

многофакторная задача, реализация которой требует не только углубленного знания физики этого процесса, но и математического аппарата. При моделировании влияния инфильтрации летних атмосферных осадков на температурный режим грунтов необходимо учитывать проявление многообразия этого влияния, таких как интенсивность осадков, период их выпадения и межгодовую изменчивость.

4.2. Разработка математической модели инфильтрации атмосферных осадков с учётом процесса внутригрунтовой конденсации

4.2.1. Обоснование выбора математической модели

Из приведенного выше анализа моделей (см. разд. 4.1.), нами отдано предпочтение модели тепловлагопереноса П.П. Пермякова для ненасыщенных грунтов. Как уже отмечалось выше, эта модель учитывает реальные особенности процесса промерзания-протаивания в тонкодисперсных грунтах, что и послужило причиной выбора этой модели.

Общепринято два структурных подхода построения математических моделей тепломассопереноса в промерзающих и протаивающих грунтах. Согласно первому, фазовый переход локализован на поверхности раздела фаз (при определенной температуре); второй подход - рассматривает фазовое превращение в протяженной области (модель фазового перехода в спектре температур). Становление второго подхода связано в первую очередь с экспериментальными работами Н.А. Цытовича (1945) и З.А. Нерсесовой (1950), которые свидетельствовали о протекании этих процессов в мерзлых породах фронтом. А.Г. Колесниковым (1952) и Г.А. Мартыновым (1956) предложена математическая формулировка задачи о температурном режиме грунта, промерзающего в спектре температур. В дальнейшем эта температурная задача была дополнена уравнением массопереноса (Основы геокриологии. 1959; Васильев и др., 1996; Мордовской и др., 1997; Taylor, Luthin, 1978).

Эти два вышеуказанных подхода широко применяются в науке и практике, выбор первого или второго подхода связывается с характером содержания незамершей воды. Модель первого подхода применяется, как правило, в крупнодисперсных средах, практически не содержащих незамерзшей воды, а модель второго подхода - в тонкодисперсных или засоленных средах, содержащих значительное количество незамерзшей воды при температуре 0°С и ниже.

Данные математические модели отличаются друг от друга тем, что по-разному учитывают теплоту фазового перехода и выделяемое при этом количество воды (льда) и соли «замерзает» вместе с почвенной влагой.

Из этих двух подходов нами выбрана модель фазового перехода в спектре температур, так как в ней учитываются реальные особенности процесса промерзания-протаивания различных переслаивающихся тонкодисперсных сред. В таких условиях свободная вода замерзает при температуре Тф = 273 °К, а остальная вода (связанная) кристаллизуется по мере понижения температуры среды (Цытович, 1945; Нерсесова, 1950; Ершов, 1979). При этом изменение агрегатного состояния связанной воды происходит в некотором диапазоне температур (Т1, Т2), в результате чего образуется зона промерзания.

Математическая модель с учетом зоны промерзания-протаивания имеет следующий вид (Пермяков, Аммосов 2003):

< = + (42)

£ = =№) + = «)-£. (43)

где Т - температура, °К; с, Св - удельная теплоемкость грунта и воды, Дж/(кг-К); т - время, сек; р - объемная плотность минерального скелета, кг/м3; рв -плотность воды, кг/м3; Ш = Щ1 + - весовая суммарная влажность грунта (содержание льда Шл и воды ), %; Я - теплопроводность грунта, Бт/(м-К); г-пространственная координата, м; Ь - удельная теплота фазового перехода

воды в лед, Дж/кг; V- скорость инфильтрации, м/с; к - коэффициент диффузии, м2/с; 5 - термоградиентный коэффициент диффузии, 1/К.

Уравнения (4.2) и (4.3) учитывают процесс промерзания-протаивания поровой влаги с учетом фильтрации жидкой фазы. Движение самой поровой влаги (воды) с учетом льдовыделения описывается уравнением (4.3).

При исследовании влияния внутренних источников интерес вызывает учет процесса конденсации водяных паров в грунтах как внутрипочвенного источника тепла и влаги. По свидетельству ряда авторов (Тугаринов, 1955; Рейнюк, 1959; Климочкин, 1975; Булдович, 1978; Шепелев, 1980, 2011 и др.) процесс внутрипочвенной конденсации протекает довольно интенсивно. По оценкам Кудрявцева (1967) конденсация 10 дм3 воды на 1 м2 поверхности грунта может привести к повышению температуры грунтов на 1,5 - 2 градуса. В зависимости от природных условий территории возможно относительно большое количество образования внутрипочвенной конденсации в формировании термовлажностного режима грунтов. Следовательно, в модели теплопереноса (4.2) - (4.3) требуется учет этого процесса как внутреннего источника тепла и влаги.

4.2.2. Учёт внутригрунтовой конденсации водяного пара

Под внутрипочвенной конденсацией в научной литературе понимается процесс переноса пара внутри почвы, совершаемый благодаря наличию в ней температурного перепада, в частности градиента упругости пара внутри вещества. Основным методом измерения конденсации является метод измерения изменений влагосодержания внутри данного объема почвы. Однако, запас влаги изменяется (в последней) одновременно по целому ряду причин и в различной форме (как в капельножидком, так и в парообразном виде) (Чудновский, 1976). Экспериментально измеряя суммарное изменение влаги, очень сложно отделить ту ее часть, которая связана с конденсацией паров. Предлагается множество методов для измерения количества выпадения

конденсата. Еще более сложной задачей является теоретическое описание этого процесса.

В научной литературе практически не существует математического описания теории образования конденсата. В теории теплообмена приводится описание только при пленочной конденсации на поверхности, а теория теплообмена при капельной конденсации - отсутствует (Кутателадзе, 1979; G. Desrayaud & Lauriat, 2001 ; Lindblom & Nordell, 2007; H. Sun et al., 2011). Исходя из несовершенства теоретических разработок теплообмена при капельной конденсации и отсутствия математического описания образования конденсата в пористых средах, нами предложен иной подход. Зная, что процесс конденсации является обратным процессом испарения и что тепло, расходуемое на эти процессы одинаково, предполагаем, что в равновесном состоянии, для сохранения баланса, интенсивность испарения эквивалентна интенсивности выпадения конденсата.

Из последних работ по исследованию характера и механизма испарения влаги из грунтов можно отметить работу В.А. Королева и Л.Б. Блудушкиной (2015), в которой экспериментально выявлена зависимость интенсивности испарения от среднего влагосодержания в различных грунтах (рис. 24).

а

82 б

О 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 Весовая влажнеть \Л/, %

Рис. 24. Зависимость интенсивности испарения от влажности для: (а) - песков разных фракций; (б) - 1 - лёсса; 2, 3 - песков пылеватых; 4, 5 - песков мелких; 6-9 - песков средней крупности (по Королеву и Блудушкиной, 2015)

В реальных условиях процесс конденсации, помимо влагосодержания, также зависит от температуры и потенциала влаги. Зависимость конденсации водяных паров от температуры и давления в грунтах достаточно хорошо изучена (Нащокин, 1975; Кудинов и др., 2000) (рис. 25).

Температура I (°С)

Рис. 25. Зависимость образования конденсата от влажности и температуры

С учетом вышесказанного, количество влаги Wk, образующейся за счет выпадения конденсата в грунтах, зависит от влажности грунтов (в том числе связанной воды), относительной влажности воздуха и температуры грунтов можно описать выражением:

Wk = Wk(T, WB) = - Wc)WRH(T/Tmax) T > 0 (44)

где Т - температура, °K; Wc - связанная вода, %; WRH - эмпирический параметр; Tmax - максимальная температура грунта, °K.

Эмпирический параметр WRH представляет собой угол наклона прямой, осредненной по данным Нащокина (1975), Кудинова, Карташова (2000), Королева и Блудушкиной (2015) для супесчаных и песчаных грунтов, который варьируется от 20° до 50° (рис. 24-25). Для песков средней крупности этот угол равен 40° и эмпирический параметр WRH = 0,4 соответственно, при условии, что температура грунтов (trp ) варьируется от 10 до 20°С, а влажность воздуха составляет 50 ^ 60%.

В численном моделировании процессов тепловлагопереноса в мерзлых грунтах широкое практическое применение получили модели в спектре температур (Harlan, 1973; Taylor, Luthin, 1978; Пермяков, Аммосов, 2003). В дисперсных средах с ростом степени засоленности содержание незамерзшей воды увеличивается. В таких средах свободная вода замерзает при температуре Тф=273 К, а остальная вода (связанная) кристаллизуется по мере понижения температуры среды (Цытович, 1945; Нерсесова, 1950; Ершов, 1979; Ефимов, 1986).

Уравнение энергии в спектре температур имеет вид (Пермяков, Аммосов, 2003):

дТ д {лдТ\ лтдТ , r dwn , ^ г

Миграцию грунтовой влаги, используя миграционную модель можно записать в виде:

(4.6)

или используя уравнения Richards (1931) и Van Genuchten (1980) в

насыщенных-ненасыщенных грунтах:

двв_ i / dh\ двл

17~Tz[k*Tz)~17 + Ik • (4-7)

Система уравнений (4.5)-(4.7) замыкается равновесной функцией количества незамерзшей воды:

W3 = ШТ) = ЩвСТ), (4.8)

где с, св - удельная теплоемкость грунта и воды, Дж/(кг-К); T - температура, K; т - время, с; р - объемная плотность минерального скелета, кг/м3; рв -плотность воды, кг/м3; z - пространственная координата, м; Л -теплопроводность грунта, Бт/(м-К); L - удельная теплота фазового перехода, Дж/кг; V - скорость фильтрации, м/с; к - коэффициент диффузии, м2/с; W = Wn + W3- весовая суммарная влажность грунта (содержание льда Wn и воды W3), %; WH3 - количество незамершей воды, %; в = вл + в3 - суммарная объемная влажность (безразмерная величина), содержание объемного льда вл и воды в3; кф - коэффициент фильтрации, м/с; h = Р — z - напор, м; P -

всасывающее давление влаги, м; где I к = dWk/dr - источник влажности от конденсации; D - удельная теплота фазового перехода пара в воду, Дж/кг.

Уравнение (4.6) описывает диффузионный процесс переноса поровой влаги в ненасыщенных грунтах, а уравнение Richards (4.7) - фильтрационный процесс влаги в насыщенных - ненасыщенных грунтах. Система уравнений (4.5) - (4.7) нелинейная и численная реализация осуществляется неявной разностной схемой с использованием итераций.

Для верификации полученной усовершенствованной модели нами использованы данные экспериментов (см. главу 3) и расчетные параметры для модели П.П. Пермякова (1989, 2000, 2003).

Для оценки динамики температуры и влажности, а также хода глубины протаивания грунтов при учете процесса внутригрунтовой конденсации мы

применили адаптированную сетчатую технологию для пористых сред (грунтов). Задача была реализована с помощью программного продукта Delphi 8 и решена с использованием метода конечных разностей.

В области распространения многолетнемёрзлых пород, одним из важных результирующих параметров состояния среды и её динамики является глубина сезонного протаивания. Для проверки адекватности разработанной модели нами выполнен расчёт хода сезонного протаивания. Сравнительный анализ динамики глубины протаивания по модели с учётом внутригрунтовой конденсации и без неё в сравнении с натурными замерами приведён на рис. 26.

IV V

Месяцы VI VII VIII

IX

X

XI XII

0,5

<я

ю

1,5

2,5

к % \\v \ >

к V-. \ \ \

\ \\ \\ч / / V

\\ V / /

1

--3

Рис. 26. Глубина сезонного протаивания: 1 - по натурным данным; 2 - по модели с учётом процесса внутрипочвенной конденсации; 3 - по модели без учёта процесса внутрипочвенной конденсации.

Характер хода сезонного протаивания по модели с учетом конденсации и без её учета существенно отличаются (см. рис. 26). Тепловлажностная модель без учета процесса внутрипочвенной конденсации, довольно четко отображает ход протаивания до наступления холодного периода (конец сентября). Однако обратный процесс промерзания сезонноталого слоя она

описывает довольно грубо. На месяц раньше, по сравнению с натурными данными, происходит смыкание деятельного слоя. Напротив, модель с учетом процесса внутрипочвенной конденсации более адекватно отражает процесс промерзания зоны «запирания» и практически совпадает с натурными данными, весьма реально описывая процесс протаивания и промерзания деятельного слоя (Жирков и др., 2018). Усовершенствованная модель позволяет с более высокой точностью рассчитать глубину и описать ход сезонного протаивания в течение года.

В результате можно сказать, что разработана усовершенствованная тепловлажностная модель на основе проведенного комплекса экспериментов, которая учитывает процесс внутрипочвенной конденсации как внутреннего источника тепла и влаги (Регшуакоу е1 а1., 2018). При верификации модели получено довольно точное отображение хода протаивания-промерзания грунтов, в сравнении результатов расчета с натурными данными. В конце летнего сезона (конец сентября - начало октября), происходит «запирание» влажного талого слоя. Математическая модель с учетом процесса внутрипочвенной конденсации более адекватно отражает процесс промерзания зоны «запирания». Эти результаты свидетельствуют об адекватности усовершенствованной модели и возможности использования ее при прогнозных решениях природной среды и в инженерных расчетах при проектировании зданий и сооружений.

5. ЧИСЛЕННОЕ МОДЕЛИРОВАНИЕ ВЛИЯНИЯ ИНФИЛЬТРАЦИИ

ОСАДКОВ И ВНУТРИГРУНТОВОЙ КОНДЕНСАЦИИ НА ФОРМИРОВАНИЕ ТЕРМОВЛАЖНОСТНОГО РЕЖИМА ГРУНТОВ

5.1. Численный эксперимент

Численный эксперимент реализован с помощью предложенной модели (см. главу 4) применительно к природно-климатическим условиям Центральной Якутии на участке с разнотравной луговой растительностью. В эксперименте учитывались процессы тепловлагопереноса атмосферными осадками,испарение с поверхности и внутрипочвенная конденсация.

Среднемесячное количество осадков, испарение, температура воздуха и эффективный коэффициент теплоотдачи, взяты из метеосайтов, использующих официальные данные Росгидромета (http://meteo.ru/, https://rp5.ru/) и справочников по климату (Справочник ..., 1968; Научно-прикладной справочник 1989), а также с натурных данных (Жирков и др., 2015; Жирков и др., 2016). Следует отметить, что в Центральной Якутии в среднегодовом балансе испарение преобладает над осадками (Мячкова, 1983).

Литологический разрез ключевого участка представлен на рис. 27.

Рис. 27. Схема расчётной области

Теплофизические и массообменные характеристики с учетом функциональной зависимости от температуры, суммарной влажности и льдистости для различных типов грунтов заданы по данным, полученным авторами на научно-экспериментальном полигоне «Туймаада» Института мерзлотоведения им. П.И. Мельникова СО РАН.

На поверхности грунта учитывается влияние температуры воздуха и атмосферных осадков:

Луг = аЭф(Т-Тс(т)), (5.1)

= (5.2)

На нижней границе (при г = Н) выполняются условия теплоизоляции для температуры и непроницаемости для влажности:

= 0 (53)

^=0. (5.4)

Начальное распределение температуры и суммарной влажности задаются как:

Т(г, 0) = Т0(г), 0) = Ш0(г), ге[0,Н],т > 0 (5.5)

где Т - температура, К; Т0 - начальная распределение температуры, К; т -время, с; 2 - пространственная координата, м; Л - теплопроводность грунта, Bт/(м•К); к - коэффициент диффузии, м2/с; Ш = Шл + Шв- весовая суммарная влажность грунта (содержание льда Шл и воды Шв), %; Ш0 - начальная распределение влажности, %; аЭф - эффективный коэффициент теплоотдачи, Вт/м2 К; цв - плотность потока инфильтрируемых осадков, м/с.

Параметризация модели сделана на основе данных эксперимента и климатических данных этого периода. На рисунке 28 представлены кривые распределения среднегодовой температуры грунтов Ър по глубине за период эксперимента 2015-2016 гг. на контрольном участке и распределение среднегодовой температуры, рассчитанной по предложенной модели.

-3,5

Температура, °С -3 -2,5 -2 -1,5

г-

✓ л

£

\

\

1 Р 1Г Н( н

1 1

1 20 1 5 -2 0 16

X

1 1

А-

I- -

\

\

—^

1 *

1 -V-

1

1«

0 1

2

3

Г

4 Л

4 у

б к

с н

5 , м

6

7

8

9

10

Рис. 28. Распределение средней годовой температуры грунтов по глубине на контрольном участке. 1 - по данным фактических измерений; 2 - по расчетам

Значения расчётов, по нашей усовершенствованной модели, имеют некоторые отклонения от натурных данных, однако можно признать о возможности использования ее при прогнозных решениях.

5.2. Моделирование инфильтрации атмосферных осадков и их влияния

на мёрзлые грунты

С помощью предложенной модели был реализован численный эксперимент с целью прогноза изменения среднегодовой температуры грунтов при изменении количества выпадающих жидких атмосферных осадков.

С этой целью был выполнен анализ климатических данных, в частности количества атмосферных осадков за теплый период года в Центральной

Якутии. Для этого были взяты данные со справочников по климату и открытых данных (Справочник ..., 1989; http://meteo.ru/; https://rp5.ru/) по городу Якутску (рис. 29).

ЧО'—1ЧО'—1ЧО'—1ЧО'—1ЧО'—Ю ^н^н^н^н^н^н^нг^Г^Г^Гч)

Рис. 29. Количество летних атмосферных осадков с 1966 по 2017 год

Анализ показал, что вариации выпадения жидких осадков в разные годы (межгодовая изменчивость) не выходят за пределы среднемноголетней нормы летних осадков (160 мм ±50%), кроме осадков 2001 и 2006 гг., которые являются аномальными (см. рис. 29). По этой причине были сделаны следующие сценарии для прогноза изменений среднегодовой температуры грунтов: норма +50%; норма +25%; контрольная (норма); норма -25%; норма -50%. При прогнозе изменялось только количество жидких атмосферных осадков при прочих равных условиях. Для корректного расчета брались среднемноголетние данные для начальных и граничных условий. Прогноз сделан на 20 лет. Результаты расчетов на разных глубинах (3, 6, 10 м) за 10 лет представлены на рисунке 30.

а

и

ей

С

>

£

С

(и С

(и Е-

» норма+50% -3,5 -

-3

2,5

норма+25% —о— Контрольная —о— норма-25% • норма-50%

-2

О

сЗ

сР

¡у

р

(и С

-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1

0123456789 10

Года

б

— норма+50% —о— норма+25% —о— Контрольная —о— норма-25% • норма-50% -3,5

ю--о-о

-о-о-о

2 -2,5

Н

-о-о-о-о-о-о

--°-°-о-о-о-о

С

-2 I-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1

0123456789 10

Года

в

-норма+50% —о—норма+25% —о—Контрольная —о—норма-25% • норма-50% -3

а р

ру -2,5

т

а р

е

емп -2

е

Н

-1,5 I-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1-1

0123456789 10

Года

Рис. 30. Прогноз изменения среднегодовой температуры грунтов на разных глубинах при разных сценариях увеличения или уменьшения осадков: а - на глубине 3 м; б - на глубине 6 м; в - на глубине 10 м

В результате численного эксперимента получено, что при условии увеличения количества атмосферных осадков наблюдается отепляющий, и наоборот, при их уменьшении - охлаждающий эффект (см. рис. 30). При уменьшении или увеличении осадков на 50% через 10 лет на глубине 3 метра наблюдается понижение среднегодовой температуры грунтов на 0,37 °С и её повышение на 0,53 °С соответственно.

Наблюдается уменьшение разброса (амплитуды) изменений 1:ср при разных сценариях с глубиной. Так, например, если на глубине 3 м при сценариях норм ±50% на десятый год амплитуда составляет 0,9°С, то на глубине 10 м в тот же год она составляет 0,53 °С. А при сценариях норм ±25% на 3 м на 10 год амплитуда равна 0,45°С то на 10 м- 0,26°С.

Необходимо отметить что отепляющий эффект при увеличении количества жидких атмосферных осадков больше, чем охлаждающий при их уменьшении. Это связано с разностью теплофизических свойств влагонасыщенных и иссушенных пород, теплотой фазовых переходов, а также с количеством испарения, которое напрямую связано с количеством влаги в грунтах.

Представим прогноз вариации 1:ср на 10 и 20 лет до глубин 2 и 10 м при прочих равных условиях (рис. 31 и 32).

Отмечено, что уменьшение количества летних осадков на 50% может привести к понижению 1:ср на верхней границе ММП (на глубине 2 м) на 0,4° С через 10 лет и на 1,1°С через 20 лет. На глубине 10 м эти значения равны 0,2°С и 0,8°С соответственно. Наоборот, повышение количества дождей (+50%) может привести к повышению ^р на 0,5°С через 10 лет и на 1,2°С через 20 лет на глубине 2 м. На глубине 10 м эти значения равны 0,3°С через 10 лет и 0,5°С через 20 лет. Следовательно, при условии увеличения или уменьшения количества летних атмосферных осадков в пределах ±50% от нормы 1:ср может варьироваться от -1,7°С до -4,0°С на глубине 2 м и от -1,8°С до - 3,0°С на глубине 10 м.

^ > / ' (

1 :

.... 1 ... 2

« • . • 1 - 1 I ..........4 .... 5

-6 -5 -4 -3 -2-10 1

Температура, °С

Рис. 31. Прогноз динамики среднегодовых температур грунтов до глубины 2 м:

1 - среднегодовая температура грунтов через 10 лет при сценарии нормы +50%; 2 - то же, но при сценарии нормы -50%; 3 - при выпадении нормы осадков (контрольная); 4 - среднегодовая температура грунтов через 20 лет при сценарии нормы +50%; 5 - то же, но при сценарии нормы -50%

Температура, °С

Рис. 32. Прогноз динамики среднегодовых температур грунтов до глубины 10 м:

1 - среднегодовая температура грунтов через 10 лет при сценарии нормы +50%; 2 - то же, но при сценарии нормы -50%; 3 - при выпадении нормы осадков (контрольная); 4 - среднегодовая температура грунтов через 20 лет при сценарии нормы +50%; 5 - то же, но при сценарии нормы -50%

В результате прогноза установлено, что в Центральной Якутии при условии увеличения летних атмосферных осадков на половину от его нормы в течении 10 лет, может привести к повышению среднегодовой температуры грунтов до -1,9 т -2,4°С на разных глубинах. Через 20 лет эти значения могут достигнуть до -1,0 т -1,8°С При условии уменьшения осадков на 50% температура грунтов может понизится до -2,5 т -3,4°С - через 10 лет и до -3,0 т -4,3°С - через 20 лет. Таким образом, получены предельные значения изменения при разных сценариях изменения количества жидких атмосферных осадков.

5.3. Моделирование влияния процесса внутригрунтовой конденсации на

мёрзлые грунты

С целью оценки влияния процесса внутригрунтовой конденсации на формирование термовлажностного режима грунтов был проведен численный эксперимент на основе предложенной модели для условий Центральной Якутии.

Эмпирический параметр (см. гл. 4) является решающим

показателем интенсивности протекания процесса внутригрунтовой конденсации в различных типах грунтов. Рассмотрим, как влияет этот параметр на распределение температуры и суммарной влажности массива грунтов (рис. 33).

На основании анализа результатов установлено, что образование конденсата на прямую зависит от значения эмпирического параметра Шкн и при условии большего значения Шкн влажность грунтов увеличивается (см. рис. 33).

Рис. 33. Распределения температуры грунтов (а) и их суммарной влажности (б) по глубине при различных значениях эмпирического параметра (конец мая): 1 - 0,0; 2 - 0,2; 3 - 0,4

То есть, при условии большего значения , создаются условия для благоприятного развития процесса внутригрунтовой конденсации и интенсивность его протекания увеличивается. С другой стороны, распределение температуры по глубине показывает охлаждение при учете процесса внутрипочвенной конденсации. Это может объясняться увеличением влажности и, как следствие, увеличением испарения с поверхности грунтов. В первой половине летнего периода процесс испарения преобладает над конденсацией и приводит к поглощению тепла, не давая грунтам прогреться (Жирков и др., 2018).

Для оценки влияния внутрипочвенной конденсации на тепловлажностный режим грунтов сравним результаты расчетов динамики температурного и влажностного режимов грунтов по времени за один сезон (конец мая, июня, июля, августа, сентября и октября) с учетом и без учета внутрипочвенной конденсации (рис. 34).

а

б

Температура, °С

Влажность, %

Май

Июнь

Июль

Август

Сентябрь

Октябрь

Рис. 34. Динамика температуры грунтов (а) и их влажности (б) по глубине за теплый период года: 1 (красный) - без учета конденсации, 2 (зеленый) - с учетом конденсации

Характер распределений температуры грунтов с глубиной, полученных без учета и с учетом конденсации, довольно сильно отличается (см. рис. 34). В первой половине теплого периода года наличие внутрипочвенной конденсации оказывает охлаждающее влияние на грунты до 2°С. Во второй половине лета отмечается отепляющее влияние до 2,5°С (по сравнению с расчетом без учета конденсации). Это может быть объяснено увеличением интенсивности испарения с грунтов за счет увеличения их влажности в весенне-летний период. Как показывают исследования В.А. Королева и Л.Б. Блудушкиной (2015) испарение происходит в грунтах до глубины 0,5 м. Соответственно, в первой половине теплого периода, когда слой образования конденсата находится до глубины 0,5 м, большая часть тепла затрачивается на испарение, охлаждая грунты. Во второй половине, этот слой опускается глубже 0,5 м и интенсивность испарения уменьшается, как следствие, в грунты поступает дополнительное количество тепла - за счет процесса конденсации (ZЫrkov et а1., 2019). Другими факторами отепляющего влияния на грунты во второй половине лета могут являться ослабление поступления лучистой энергии солнца и процессы, связанные с изменением жизнедеятельности растений в конце вегетационного периода.

Распределение влажности грунтов по глубине изменяется в широком диапазоне от 13 до 23% (см. рис. 34). В интервале фронта протаивания (в случае с учетом внутригрунтовой конденсации), в распределении влажности наблюдается зона резкого иссушения, отклоняющаяся от нормали на 1,0- 2,5% в разные периоды. Это связано с разностью скоростей протекания процессов теплообмена и массообмена. Процесс массообмена запаздывает по сравнению с теплообменом, поэтому во влажностном поле, по нашему мнению, вблизи границы фронта протаивания наблюдается неравномерное распределение.

Предложенная модель также позволяет рассчитывать плотность теплового потока в грунтах, с помощью которого можно оценить долю привноса тепла, выделяемого при конденсации водяных паров, в общем тепловом балансе грунтов.

Для оценки плотности теплового потока в грунтах его измерения целесообразно проводить в пределах деятельного слоя. Однако считается, что именно на глубине 20 см измеряется близкая (к истинному) величина теплового потока, направленного с поверхности в грунт (Павлов, 1975). Внутригрунтовая конденсация, как внутренний источник тепла, должна влиять на формирование и динамику теплового потока в грунтах. Чтобы оценить это влияние, нами смоделирован годовой ход теплового потока в грунтах на глубине 20 см с учетом и без учета процесса внутригрунтовой конденсации (рис. 35).

Рис. 35. Смоделированный годовой ход плотности теплового потока на глубине 20 см с учетом и без учета внутригрунтовой конденсации

Как показывают результаты расчетов (см. рис. 35), наличие внутригрунтовой конденсации занижает значения теплового потока в теплый период года по сравнению со случаем без конденсации. Учет этого процесса как бы сглаживает ход теплового потока. Если сравнить результаты расчетов теплового потока с ранее полученными экспериментальными данными А.В. Павлова (1975, 1979, 2008) в Центральной Якутии, то, данные в случае учета процесса внутригрунтовой конденсации (-19 + +27 Вт/м2) оказались немногим больше, чем данные А.В. Павлова, которые варьируются от -15 до

+17 Вт/м2. Однако, необходимо заметить, что результаты численного и натурного экспериментов всегда немного отличаются в силу имеющихся погрешностей.

По теоретическим и экспериментальным исследованиям процесс конденсации водяных паров в горных породах в разной степени влияет на тепловлажностный режим грунтов. Это определяется климатическими и микроклиматическими условиями, а также наличием растительности и составом пород. Предполагалось, что процесс внутригрунтовой конденсации будет способствовать повышению температуры грунтов как внутренний источник тепла в течение всего теплого периода. Однако, как показали результаты численного эксперимента, влияние конденсации водяных паров является более сложным процессом. В годовом цикле теплооборотов в грунтах выделяются 2 этапа: охлаждение в первой половине лета и отепление - во второй. Это объясняется тем, что в первой половине теплого периода (при небольшой глубине сезонного протаивания) значительная часть тепла, поступающего в грунты с атмосферы, тратится на процессы протаивания и испарения. Тепло, выделяемое при конденсации в этот период незначительно. Во второй половине лета темп протаивания грунтов уменьшается (относительно первого периода), глубина протаивания опускается ниже, а в порах пород появляется влагонасыщенная воздушная среда, благоприятно сказывающаяся на возможности образования процесса конденсации. В этот период доля конденсации в формировании теплового режима становится значительной.

В процессе конденсации влагосодержание грунтов должно увеличиваться (повышая теплопроводность грунтов) и соответственно проникновение тепла должно повыситься (Кудрявцев, 1966; Павлов 1975, 2000). Это объясняет полученные нами результаты изменения температуры грунтов во второй половине теплого периода. Тем не менее, это не согласуется с результатами по влиянию исследуемого процесса на тепловой режим

грунтов. Для решения этого вопроса необходимо провести дополнительные исследования по изучению тепловых потоков в деятельном слое.

Условиями для интенсивного протекания процесса конденсации водяных паров в грунтах являются большой градиент температуры (теплообороты на границе атмосфера-грунты), наличие влажного воздуха и пористость пород. Наиболее благоприятные условия для протекания этого процесса возможны в областях с резкоконтинентальным климатом и большим количеством атмосферных осадков, выпадающих в короткопериодном режиме. Такими территориями в зоне распространения криолитозоны являются горные и предгорные области. Именно здесь, за счет формирования микроклиматических условий выделяются орографические области (долины, различные по экспозиции склоны), где интенсивность процесса конденсации значительно варьируется.

В Центральной Якутии, учитывая климатические особенности к таким областям, относятся районы, сложенные с поверхности средне и крупнозернистыми песками с отсутствием или разряженной растительностью.

В результате численного эксперимента в условиях Центральной Якутии установлено, что при учете процесса конденсации внутригрунтовой влаги суммарное влагосодержание грунтов в годовом цикле повышается. В весенне-летний период идет интенсивный процесс испарения внутрипочвенной влаги, за счет чего происходит понижение температуры грунтов. В летне-осенний период рост конденсации водяного пара приводит к повышению теплосодержания грунтов.

Влияние внутригрунтовой конденсации в формировании тепловлажностного режима грунтов не вызывает сомнения, и этот факт доказывает необходимость его учета при балансовых расчетах практически в любых природных и техногенных условиях.

Принимая во внимание вышесказанное, становится понятным особо важное значение конденсации водяных паров в районах развития южной горной криолитозоны, где незначительные нарушения теплового баланса вызывают резкое изменение мерзлотных условий.

З А К Л Ю Ч Е Н И Е

Проведенные экспериментальные и теоретические исследования помогли: определить величину влияния инфильтрации летних атмосферных осадков и внутригрунтовой конденсации на формирование температурного режима грунтов Центральной Якутии в зависимости от климатических, географических и геологических условий; уточнить влияние внутригрунтовой конденсации как внутреннего источника тепла и влаги. Исследования показали значимость этих процессов и необходимость учёта их при инженерно-геокриологических изысканиях, прогнозных расчётах при строительстве и эксплуатации техногенных объектов и при охране природной среды.

Анализ и обобщение полученных результатов позволяет сделать следующие выводы:

1. Температура летних атмосферных осадков в процессе их выпадения равна температуре воздуха. Следовательно, при модельных расчётах температуру осадков можно принять равной температуре воздуха.

2. В Центральной Якутии процесс испарения превышает количество выпадающих летних атмосферных осадков. Его максимальное значение составляет 206 мм, а большее количество влаги испаряется в первой половине теплого периода года.

3. Для средне- и тонкозернистых песков и супесей, развитых в сосновых массивах и луговых межлесьях Центральной Якутии, коэффициент теплопроводности изменяется от 0,4 до 1,3 Вт/(мК), коэффициент температуропроводности (а) - от 0,29 10-6 до 0,84 10-6 м2/с, объемная теплоёмкость (С) - от 1280 до 1650 кДж/(м3К).

4. Повышение количества выпадающих атмосферных осадков в отдельных локальных участках в первый год приводит к отепляющему эффекту, в дальнейшем, при сохранении тенденций к их увеличению (в течение 3 и более лет) будет наблюдаться охлаждающий эффект, сокращение глубины сезонного протаивания и понижение температуры грунтов.

5. На основе проведенных теоретических и экспериментальных исследований усовершенствована тепловлажностная модель влияния инфильтрации атмосферных осадков с учётом внутрипочвенной конденсации как внутреннего источника тепла и влаги. При её верификации получено, что модель более явно отображает ход протаивания-промерзания грунтов, что доказывается сравнением с натурными данными. Эти результаты свидетельствуют об адекватности усовершенствованной модели и возможности использования ее при прогнозных решениях изменения природной среды и в инженерных расчетах при проектировании зданий и сооружений.

6. В соответствии с выполненным прогнозом динамики температурного режима грунтов при разных сценариях изменения количества летних атмосферных осадков установлено, что в Центральной Якутии при стабильном их увеличении на 50% на всей поверхности рассматриваемого пространства в течении 20 лет будет наблюдаться повышение температуры грунтов на глубинах 2 м и 10 м на 1,2°С и 0,5°С. При сокращении выпадения этих осадков на 50% будет, наоборот, наблюдаться понижение температуры соответственно на 1,1°С и 0,8°С.

7. Впервые при численном моделировании термического режима грунтов Центральной Якутии, учитывающем влияние конденсации паров воды в зоне аэрации, получена картина формирования термовлажностных полей в деятельном слое. Она показывает отрицательное (в первой половине лета) и положительное (во второй половине лета) воздействие этого фактора, и характеризует некоторые особенности теплообмена в верхних горизонтах слоя годовых теплооборотов, которые ранее не учитывались. Влияние этого фактора в формировании термовлажностного режима грунтов не вызывает сомнения, что доказывает необходимость его учёта при балансовых расчётах практически в любых природных и техногенных условиях.

Для дальнейшего изучения исследуемых процессов предусматривается:

1) продолжение исследований по оценке влияния инфильтрации жидких атмосферных осадков на формирование температурного режима грунтов в других природно-климатических условиях;

2) теоретические и экспериментальные исследования для более глубокого понимания процесса внутригрунтовой конденсации и её роли в формировании термовлажностного режима промерзающих-протаивающих грунтов;

3) разработка практических рекомендаций и предложений с учётом полученных закономерностей рассматриваемых процессов при освоении новых и восстановления существующих урбанизированных территорий криолитозоны.

И С П О Л Ь З О В А Н Н А Я Л И Т Е Р А Т У Р А

1. Алейников А.С., Петрова А.Г. Численное решение задачи протаивания мерзлого грунта с учетом инфильтрации осадков // Известия Алтайского государственного университета. 2017. №4(96). С. 72-77.

2. Анисимова Н.П., Павлова Н.А. Гидрогеохимические исследования криолитозоны Центральной Якутии. - Новосибирск: Академическое изд-во «Гео», 2014. - 189 с.

3. Балобаев В. Т. Теоретические основы управления протаиванием и промерзанием горных пород в природных условиях // Диссертация на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук. -Якутск, 1965. - 364 с.

4. Балобаев В.Т. Геотермия мерзлой зоны литосферы севера Азии. -Новосибирск: Наука. Сиб. отд-ние, 1991. - 193 с.

5. Балобаев В.Т., Володько Б.В., Девяткин В.Н., Левченко А.И. Руководство по градуировке терморезисторов и использованию их при геотермических измерениях. - Якутск: Изд-во ИМЗ СО РАН, 1977. - 40 с.

6. Балобаев В.Т., Володько Б.В., Девяткин В.Н., Левченко А.И., Русаков В.Г. Руководство по применению полупроводниковых терморезисторов для геотермических измерений. - Якутск: Изд-во ИМЗ СО РАН, 1985. - 48 с.

7. Балобаев В.Т., Иванова Л.Д., Никитина Н.М., Шепелев В.В., Ломовцева Н.С., Скутин В.И. Подземные воды Центральной Якутии и перспективы их использования. - Новосибирск: Изд-во СО РАН, филиал «Гео», 2003. - 137 с.

8. Балобаев В.Т., Тетельбаум А.С., Мордовской С.Д. Нестационарность теплового состояния криолитозоны и вызываемые ею процессы преобразования геолого-гидрогеологической среды // Проблемы геокриологии. Якутск: Изд-во СО РАН, 1998. с. 7-14.

9. Банцекина Т.В. Особенности гидротермического режима слоя сезонного протаивания крупнообломочных склоновых отложений в весенне-летний период (на примере верхнеколымского нагорья) // Автореферат

диссертации на соискание ученой степени кандидата географических наук. - Якутск, 2003. - 28 с.

10. Банцекина Т.В., Михайлов В.М. Некоторые особенности тепломассопереноса в крупнообломочных склоновых отложениях // Криосфера Земли, 2004, т. VIII, №4, с. 34-40.

11. Банцекина Т.В., Михайлов В.М. К оценке роли внутригрунтовой конденсации водяных паров в формировании теплового и водного режимов крупнообломочных склоновых отложений // Криосфера Земли, 2009, т. XIII, №1, с. 40-45.

12. Белокрылов И.Д., Ефимов А.И. Многолетнемерзлые породы зоны железорудных и угольных месторождений Южной Якутии. - М.: Изд-во АН СССР, 1960. - 75 с.

13. Бойцов А.В. Условия формирования и режим подземных вод надмерзлотного и межмерзлотного стока в Центральной Якутии // Диссертация на соискание ученой степени кандидата геолого-минералогических наук. - Якутск, 2002. - 176 с.

14. Бойцов А.В. Геокриология и подземные воды криолитозоны: учебное пособие. - Тюмень: ТюмГНГУ, 2011. - 178 с.

15. Бояринцев Е.Л., Гопченко Е.Д., Сербов Н.Г., Завалий Н.В. Экспериментальные исследования испарения и конденсации в горных регионах зоны // Вестник Одесского государственного экологического университета. 2010, Вып. 10, с. 162-168

16. Булдович С.Н., Афанасенко В.Е., Мелентьев В.С. Некоторые данные о конденсации водяных паров в грубообломочных грунтах Южной Якутии // Мерзлотные исследования, вып. XVII. - М., Изд-во Моск. Ун-та, 1978. с. 169-175.

17. Булдович С.Н. Особенности тепло- и влагообмена в породах в зоне развития прерывистой мерзлоты и их влияние на формирование мерзлотно-гидрогеологических условий (на примере Чульманской впадины): Автореф: дис. канд. геол-мин. наук. - М., 1982. - 25 с.

18. Варламов С.П. Особенности развития термоэрозионных оврагов на склонах межаласий при нарушении поверхности условий // Материалы первой конференции геокриологов России. - М.: Изд-во МГУ, 1996. -Кн.1. - Ч. 3. - С. 466-474.

19. Варламов С.П., Скачков Ю.Б., Скрябин П.Н. Температурный режим грунтов мерзлотных ландшафтов Центральной Якутии - Якутск: Издательство института мерзлотоведения СО РАН, 2002. - 218 с.

20. Васильев В.И., Максимов А.М., Петров Е.Е., Цыпкин Г.Г. Тепломассоперенос в промерзающих и протаивающих грунтах. - М.: Наука. Физматлит, 1996. - 224 с.

21. Васильев В.И., Сидняев Н.И., Федотов А.А, Ильина Ю.С., Васильева М.В, Степанов С.П. Моделирование распределения нестационарных температурных полей в криолитозоне при проектировании геотехнических сооружений: учебн. пособие. - М.: КУРС, 2017. - 624 с.

22. Вельмина Н.А. Особенности гидрогеологии мерзлой зоны литосферы. -М.: Недра, 1970. - 326 с.

23. Веселов В. В. Опыт оттайки грунтов дождеванием // «Колыма»: №3. Магадан, 1958а. - С. 21-25.

24. Веселов В.В. оттайка Экскаваторных полигонов дождеванием и гидроиглами // Труды ВНИИ_1 МЦМ СССР: Том 13. вып. 12. - Магадан, 1958б. - стр. 223-242.

25. Гаврилова М.К. Тепловой и водный баланс капустного поля в Центральной Якутии // Труды ГГО, Вып. 233, Л.: Гидрометеоиздат, 1968,