Моделирование тепломассообменных процессов в мерзлых породах с подвижной ледовой компонентой

Колунин, Владимир Сергеевич

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Моделирование тепломассообменных процессов в мерзлых породах с подвижной ледовой компонентой
ВАК РФ 25.00.08, Инженерная геология, мерзлотоведение и грунтоведение

Автореферат диссертации по теме "Моделирование тепломассообменных процессов в мерзлых породах с подвижной ледовой компонентой"

На правах рукописи

005001634

Колунин Владимир Сергеевич

МОДЕЛИРОВАНИЕ ТЕПЛОМАССООБМЕННЫХ ПРОЦЕССОВ В МЕРЗЛЫХ ПОРОДАХ С ПОДВИЖНОЙ ЛЕДОВОЙ КОМПОНЕНТОЙ

25.00.08 - инженерная геология, мерзлотоведение и грунтоведение

1 О НОЯ 2011

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук

Тюмень - 2011

005001634

Работа выполнена в Учреждении Российской академии наук Институт криосферы Земли Сибирского отделения РАН

Официальные оппоненты: доктор геолого-минер алогических наук

Комаров Илья Аркадьевич

Ведущая организация: ОАО Фундаментпроект

Защита состоится 28 ноября 2011 г. в 10.00 часов на заседании диссертационного совета ДМ 003.042.02 при Учреждении Российской академии наук «Институт криосферы Земли СО РАН» по адресу: 625026 г. Тюмень, ул. Малыгина, 86

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Учреждения Российской академии наук «Институт криосферы Земли СО РАН» по адресу: 625026 г. Тюмень, ул. Таймырская, 74

Оригиналы отзывов на автореферат (в 2-х экз.), заверенные печатью учреждения, просьба направлять ученому секретарю диссертационного совета по адресу: 625000 г. Тюмень, а/я 1230, lpodenko@ikz.ru, sciensec@ikz.ru.

Автореферат разослан «Я » октября 2011 г. Ученый секретарь

доктор геолого-минералогических наук Курчиков Аркадий Романович

доктор технических наук, профессор Шабаров Александр Борисович

диссертационного совета, кандидат физ.-матем. наук

Л.С. Поденко

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность. В основе проектирования объектов промышленного и гражданского строительства лежит знание физико-механических свойств грунтов и их реакции на изменение условий окружающей среды. Хозяйственная деятельность человека в регионах с холодными климатом нарушает естественный тепловой режим грунтовых толщ. В результате основания сооружений могут быть подвержены недопустимым деформациям Особенно сильные изменения происходят в водонасыщенных мелкодисперсных грунтах при замерзании и оттаивании. Неотъемлемая составляющая прогноза устойчивости строительных объектов в условиях холодного климата - моделирование тепломассообменных процессов в промерзающих и протаивающих грунтах.

В грунтовых системах замерзание воды или плавление льда вызывает относительное перемещение компонентов и может приводить к необратимым структурным и текстурным изменениям. В естественных условиях, как результат движения влаги к границе промерзания, влажность мелкодисперсного мерзлого грунта оказывается выше влажности талого. Экспериментальными исследованиями установлена совокупность различных факторов, влияющих на скорость миграции влаги. Это, в первую очередь, свойства грунта - дисперсность, минералогический состав, засоленность, состав обменных катионов, а также характер взаимодействия системы с окружающей средой - скорость промерзания и гидравлическая связь с водоемом [Тютюнов, Нерсесова, 1963].

Поскольку в мелкодисперсных грунтах фазовое превращение воды в лед занимает некоторый температурный диапазон, то текстурные изменения в системе происходят не только вблизи границы промерзания, но и внутри массива мерзлого грунта [Ершов, 1979; Чеверев, 2004]. Массообменные процессы в мерзлых грунтах могут быть инициированы, помимо градиента температуры, иными термодинамическими силами -градиентами давления жидкости, концентрации раствора и электрического потенциала [Основы геокриологии, 1995]. Существование жидкой фазы в дисперсных средах, содержащих лед, обеспечивает относительно высокую скорость массообмена внутри среды в некотором диапазоне температуры.

В основе теоретических моделей тепломассообменных процессов, происходящих в промерзающем или мерзлом грунтах лежат законы тепломассопереноса, которые в общем виде представляет собой функциональную зависимость потоков тепла и массы от градиентов термодинамических потенциалов - температуры, давления жидкости, концентрации раствора и электрического потенциала. Если система находится вблизи состояния равновесия, эта зависимость представляет собой линейную форму [Хаазе, 1967]. Коэффициенты переноса, входящие

в эти соотношения определяются экспериментально. К настоящему времени наиболее изученными оказываются теплопроводящие [Теплофизические свойства..., 1984; Комаров, 2003] и фильтрационные [Williams, Burt, 1974; Horiguchi, Miller, 1983] свойства мерзлых пород. В меньшей степени представлены экспериментальные работы по термоосмотическим [Perfect, Williams, 1980], диффузионным [Murrmann, 1973; Чувилин, Смирнова, 1996] и электроосмотическим свойствам [Ананян, 1952; Иванов, 1957; Hoekstra, Chamberlain, 1964; Van Gassen, Segó, 1991]. Измерение коэффициентов переноса мерзлых дисперсных сред занимает достаточно длительное время, в течение которого, как правило, меняется текстура мерзлой породы. Текстурные преобразования сопровождаются движением жидкой фазы относительно твердых составляющих. Роль такого движения особенно велика в диффузионных процессах - скорость диффузии химических элементов в мерзлых породах оказывается одного порядка со скоростью диффузии в талых.

Иногда рассматриваемая система обнаруживает, на первый взгляд, неожиданные свойства. Известно, что в условиях закрытой системы в однородном полностью водонасыщенном мерзлом грунте под действием градиента температуры, близкого по величине к природному, происходит миграция воды в сторону более низкой температуры [Ершов, 1979]. В условиях же открытой системы наблюдается обратная картина - поток массы, проходящий через образец мерзлого грунта, совпадает по направлению с градиентом температуры [Perfect, Williams, 1980]. Если в первом случае движение воды сопровождается деформируемостью скелета пористой среды, иначе оказывается невозможным изменение влажности грунта, то во втором случае деформируемость скелета играет второстепенную роль, а поток массы в образце есть следствие относительного движения льда и частиц грунта.

При моделировании тепломассообменных процессов в мерзлых грунтах необходимо учитывать оба эти фактора. При этом, следует иметь в виду, что деформирование скелета грунта всегда сопровождается движением льда.

Проблема состоит в установлении общих закономерностей относительного движения твердых фаз (льда и грунтовых частиц) в мерзлых и промерзающих грунтах. Последовательное решение задачи предполагает, что на первом этапе исследования фактор деформирования скелета должен быть исключен из рассмотрения. Это можно сделать посредством использования пористых материалов с жестким скелетом.

Объект исследования - мерзлая жесткая бипористая среда, содержащая жидкую фазу.

Предмет исследования - тепломассообменные свойства указанной выше системы.

Основная цель работы. Установить роль движения льда относительно минерального каркаса в тепломассообменных процессах в мерзлых пористых средах вблизи температуры начала замерзания. Для достижения поставленной цели решались следующие задачи:

разработка модели бипористой среды регулярной структуры и установление связи между потоками и термодинамическими силами;

определение коэффициентов теплопроводности льда с пористыми частицами и коэффициентов переноса пористой среды с включениями льда, мелкопористая часть которых насыщена водным раствором неэлектролита;

определение коэффициентов теплопроводности и

термоэлектрополяризации льда с пористыми частицами и коэффициентов переноса пористой среды с включениями льда, мелкопористая часть которых насыщена водным раствором электролита и обладает осмотическими и электроосмотическими свойствами;

разработка экспериментального метода и создание установки по определению коэффициентов переноса мерзлых пористых сред с высоким разрешением по температуре. Измерение тепломассообменных характеристик пористой среды с включением льда и проведение сравнительного анализа с теорией.

Научная новизна работы, установлено, что законы переноса тепла и массы для мерзлой бипористой среды представляются в общем виде: потоки тепла и массы линейно зависят от всей совокупности термодинамических сил -градиентов температуры, давления жидкости, концентрации раствора и электрического потенциала;

доказано, что движение льда в пористой среде, насыщенной раствором неэлектролита заметно увеличивает теплопроводящую, термоосмотическую и осмотическую способность среды;

доказано, что движение льда в пористой среде, насыщенной раствором электролита, значительно увеличивает термоэлектрическую способность среды и практически не сказывается на величинах электроосмоса и потокового потенциала; показано, что осмотические и электроосмотические свойства мелкопористой части среды существенно влияют на тепломассообменные свойства бипористой среды;

впервые определена в эксперименте вся совокупность коэффициентов переноса образца мерзлой пористой среды и выявлена двоякая роль незамерзшей воды между льдом и скелетом пористой среды.

Практическая значимость работы.

Прогноз влияния температурных условий на устойчивость сооружений, находящихся в холодных климатических условиях, основан

на моделировании тепломассообменных процессов в промерзающих или протаивающих грунтах. Неотъемлемыми составляющими теоретических моделей криогенного текстурообразования и влагонакопления являются законы переноса тепла и массы. Настоящим исследованием обосновывается, что законы переноса для мерзлой породы, которая содержит в своем составе достаточное количество незамерзшей воды, должны иметь общую форму: потоки тепла и массы линейно выражаются через всю совокупность термодинамических сил.

Скорость и направление движения льда внутри пористых объектов регулируются внешними градиентами термодинамических величин и зависят от тепломассообменных свойств среды. Размещенный внутри микробиологогического объекта лед может служить инструментом для изучения особенностей функционирования биологических систем и способом воздействия на их свойства.

В мембранной технологии для нахождения максимального размера сквозных каналов применяется «метод определения точки пузырька плоских мембран» (ГОСТ Р 50516-93). Этим методом определяют размеры пор в диапазоне 0,1-15 мкм. Нами предложен способ определения максимального размера сквозных в диапазоне 0,04 - 2 мкм по проникновению льда через фильтр, который по сравнению с методом пузырька имеет ряд преимуществ.

На защиту выносятся.

1. Теоретическая модель бипористой среды и общие результаты исследований ее тепломассообменных свойств: законы переноса тепла и массы в мерзлых пористых средах вблизи температуры начала замерзания имеют общую форму - потоки тепла и массы выражаются через всю совокупность термодинамических сил: градиенты температуры, давления жидкости, концентрации раствора и электрического потенциала.

2. Результаты исследования тепломассообменных свойств бипористой среды, насыщенной раствором неэлектролита: увеличение значений коэффициентов теплопроводности, осмоса и термоосмоса мерзлых пористых сред вблизи температуры начала замерзания есть следствие движения льда относительно минерального каркаса.

3. Результаты исследования тепломассообменных свойств бипористой среды, насыщенной раствором электролита: наличие льда в пористой среде значительно усиливает его термоэлектрополяризационные свойства и ослабляет электроосмотическую способность среды, в то время, как значение потокового потенциала слабо зависит от содержания льда в пористой среде.

4. Результаты экспериментальных исследований тепломассообменных свойств водонасыщенной пористой керамики с включением льда: показано, что измеренные коэффициенты переноса близки по величине к расчетным; обнаружена слабая зависимость величин коэффициентов от

температуры в диапазоне -0,01 ч -0,05 град. Цельсия; подтверждена выполнимость принципа взаимности Онзагера для систем с фазовыми переходами. Сравнительный анализ экспериментальных и теоретических исследований показывает, что незамерзшая вода между льдом и поверхностью минерала выполняет двоякую роль: с одной стороны, уменьшает скорость движения льда и, как следствие, снижает массоперенос воды в твердой фазе, с другой стороны, служит дополнительным водотоком, тем самым, повышая массоперенос в жидкой фазе.

Личный вклад соискателя. Основные результаты по теме диссертации получены лично автором.

Работа выполнена в соответствии с планами научных исследований ИКЗ СО РАН, включая интеграционные программы СО РАН №№ 13 и 122), и на отдельных этапах была поддержана грантами: РФФИ 05-05-64228-а; Губернатора Тюменской области 2007 г. "Режеляционный способ очистки воды"; Губернской Академии 2007, 2008 гг.

Апробация работы. Результаты работы были представлены на следующих конференциях: 9 межотраслевой научно-методологический семинар (Тюмень, 2002); Международная конференция Permafrost (Zurich, Switzerland, 2003), Международная конференция "Криосфера Земли как среда жизнеобеспечения" (Пущино, 2003), Международная конференция «Криосфера нефтегазоносных провинций» (Тюмень, 2004), Международная конференция «Теория и практика оценки состояния криосферы Земли и прогноз ее изменений» (Тюмень, 2006), Международная конференция «Криогенные ресурсы полярных и горных регионов. Состояние и перспективы инженерного мерзлотоведения» (Тюмень, 2008).

Публикации. По результатам исследований опубликовано 15 работ, включая 1 книгу (в соавторстве), 9 статей в рецензируемых зарубежных (International Journal of Heat and Mass Transfer - 4 статьи) и отечественных журналах, в том числе из перечня ВАК - 5 статей.

Структура и объем диссертации. Диссертация состоит из введения, 5 глав, заключения и списка литературы. Общий объем диссертации составляет 262 страницы, в том числе 46 рисунков и 4 таблицы, список литературы содержит 205 наименований.

ОСНОВНОЕ СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Во введении обосновывается актуальность работы, сформулированы цель и задачи исследования, раскрывается научная новизна, отмечена практическая значимость полученных результатов.

Глава 1. Термодинамический аспект криогенного текстурообразования

Глава носит обзорный характер. В первом параграфе показано, что в современных моделях криогенного текстурообразования важную роль играет промерзающая зона - мерзлый грунт вблизи температуры начала замерзания. Лед участвует при тепломассопереносе в промерзающей зоне вследствие его движения относительно грунтовых частиц (режеляции).

Во втором параграфе дается обзор по режеляции льда в системах двух видов: движение твердых, жидких и газообразных включений через лед и движение льда внутри твердого тела. Несмотря на длительную историю изучению этого явления, внимание ко второй системе было привлечено сравнительно недавно работами Р.Д. Миллера (1978-1985гг.) по моделированию криогенного текстурообразования в промерзающих грунтах. Некоторые допущения модели относительно движения льда через скелет грунта требуют экспериментального и теоретического обоснования. Поэтому изучение особенностей движения льда в модельных системах следует рассматривать как этап в построении физически обоснованной теории криогенного текстурообразования промерзающих грунтов.

Перенос жидкой фазы в мерзлых грунтах вблизи температуры начала замерзания происходит через незамерзшие грунтовые агрегаты. Поэтому в третьем и четвертом параграфах дается обзор равновесных и неравновесных свойств пористых сред, насыщенных раствором неэлектролита и электролита.

Основные результаты работы: Глава 2. Модель бииористой среды

В данной главе представлена модель бипористой среды, ее основные свойства и общая постановка задачи о стационарном тепломассопереносе.

Бипористая среда регулярной структуры состоит из двух однородных (гомогенных) элементов - водонасыщенной мелкопористой среды и льда (рис. 1).

Элементы среды обладают следующими свойствами.

Мелкопористая часть среды насыщена бинарным раствором электролита и проницаема для текучей субстанции. Каркас пористой

к,

В[ Е*2

Рис. 1. Фрагмент бипористой среды. Еь Е2-элементы среды.

Ръ Ч>* с*2, т2

Рис. 2. Общая схема потоков в ячейке для системы - «лед в пористой среде ».

— производство тепла вследствие фазового перехода вода-лед.

среды не деформируем и изготовлен из нейтрального вещества, которое не вступает в реакции обмена с раствором электролита. Газовая фаза отсутствует.

Лед полагается жестким телом, непроницаемым для флюида, и может двигаться относительно каркаса мелкопористой среды вследствие режеляции, т.е. плавиться при сближении с препятствием и восстанавливать свою форму при удалении от поверхности полости за счет замерзания воды. При кристаллизации лед полностью отторгает инородные примеси.

Термодинамические условия обеспечивают сохранение льда в крупных порах и запрещают его проникновение в мелкие поры.

Изучается одномерный стационарный процесс тепломассопереноса. В силу симметрии проблема решается для одной элементарной ячейки (Рис. 2), на горизонтальных гранях которой заданы постоянные значения термодинамических величин: температуры, давления жидкости, концентрации раствора и электрического потенциала. Потоки тепла и массы через боковые грани равны нулю. В градиентном поле термодинамических потенциалов лед может перемещаться относительно каркаса мелкопористой среды и в силу симметрии, скорость его движения параллельна оси 2.

Система кооординат привязана к каркасу пористой среды.

В пренебрежении конвективным переносом тепла, распределение температуры Т в элементах ячейки Е1 и Е2 удовлетворяет уравнению Лапласа:

АГ = 0 (1)

где А - оператор Лапласа.

В пренебрежении термоосмотическими свойствами микропористой среды плотности потоков массы через нее линейно связаны с движущими силами - градиентами давления жидкости, электрического потенциала и концентрации раствора:

\е = керур + кее\ <р + ке,Ус, (2)

Ь = к^р + к^ср + £яУс„ где Зг> ]е> Л«" плотности объемного потока раствора, электрического тока и молярного потока растворенного вещества, р - давление жидкости, плотность, <р - электрический потенциал, с, - молярная концентрация

раствора, крр, кре,..., к55 - коэффициенты переноса. Соотношения взаимности Онзагера для потоков и термодинамических сил (2) имеют следующий вид:

КР-ККе-—к\ (3)

к )

kpe кер, ksp -с,\к№ к„кре -f-k^

У W

, kse = С5

где Vy, - парциальный молярный объем воды в растворе, к„ - некоторый параметр, yw = , д„ - химический потенциал воды в растворе. Далее в

дс,

тексте индекс w будет обозначать воду, i - лед.

В работе предложен способ, позволяющий связать феноменологические ¿-коэффициенты с опытными величинами.

Уравнения движения ионов в объемном растворе обобщаются на ограниченное пространство посредством введения коэффициентов торможения Sj.

jj = -с,",- D,Vtv + ö,c, jy ,i = 1,2 (4)

где с, - молярная концентрация i-ионов в растворе; Д, и, - коэффициент диффузии и подвижность i-иона. Знак величины подвижности совпадает со знаком иона.

В эксперименте определяются коэффициенты гидропроводности Kh, осмоса Kos и электроосмоса Ке, которые связывают объемный поток '¡у с термодинамическими силами:

j r=-KkVp-K.Vq> + K„Vc, (5)

Коэффициенты, входящие в законы переноса массы (2) - (4), выражаются через опытные величины Kh, Kos, Ке:

kpp Kf,', kpe Ke; kpS — Kos (6)

К2

kep Ke", kee = -csku ; kes kß (7)

К = + - ^A; k„ = -c,K,[ 1 + ^^ -M^l; jt = (8)

* l 7„Kh К, у - ••{ y„Kh Kh ) w

где K = + ;D„ --(l/| + V]>D^ ; kD = z,v,D, + z2v2B2; к^г^щ+^щ,

Dk, щ - коэффициент диффузии и подвижность ¿-иона, z, = Fz,; ц. - число ¿-ионов при диссоциации молекулы растворенного вещества (к= 1, 2), F -постоянная Фарадея, Rg - универсальная газовая постоянная, zk -формальный заряд ¿-иона.

Будем полагать, что для раствора в пористой среде, также как и для объемного раствора, справедливо соотношение Эйнштейна, связывающее коэффициенты диффузии ионов и их подвижности:

м.

и1

Уравнения переноса (2) в совокупности с законом сохранения массы позволяют получить уравнения для термодинамических величин р,с^<р. В дальнейшем изучаются свойства системы вблизи состояния равновесия. В этом случае ¿-коэффициенты (6) - (8) можно положить константами, а уравнения для величин р,с$п <р в мелкопористой среде упрощаются и представляют собой уравнения Лапласа:

Ар = О, Д <р = 0, Дсх = 0 (9)

Уравнение для поиска электрического потенциала во льду (однородный диэлектрик) - также уравнение Лапласа:

К<р = 0 (10)

Граничные условия

На основаниях ячейки в общем случае заданы постоянные значения термодинамических величин (Рис. 2): на нижней грани (г = —Ы2):

т=тх,р=р\,с, = сл,(р=<р\ (11)

на верхней грани (г = Ы2):

Т=Т2,р=р2,с, = сх2,<р=<р2 (12)

В силу пространственной симметрии потоки тепла и массы через боковые грани ячейки (£;) равны нулю:

й1

= 0

где через

а/

<11

=о

= 0

й(р И

= о

(13)

обозначены производные по направлению 1,

перпендикулярном боковой поверхности.

На поверхности включения (на контакте льда и мелкопористой среды) граничные условия задаются из следующих физических требований -непрерывность температуры и электрического потенциала. По отношению к потокам требуется выполнимость баланса тепла и массы воды, а также полное отторжение льдом примесей, содержащихся в поровом растворе.

При записи баланса тепла должно приниматься во внимание наличие тепловыделения на границе раздела лед-пористая среда. Условия на границе включения имеют следующий вид: - для температуры:

0 = Т\г1(Ц) (непрерывность температуры) (14)

-л

дТ_ дг

-Л.

дТ_ дг

= дЕкч1 со?, в! (условие Стефана)

(15)

г=Л+ 0

где к- молярная теплота плавления льда; V, - скорость движения льда; К,- -молярный объем льда; и Л2 - коэффициенты теплопроводности элементов ячейки Е1 и Е2; й - радиус включения; г, в - радиус и угол в сферической системе координат, дЕ - параметр конфигурации системы: дЕ = 1, если Е1 - лед, Е2 - мелкопористая среда, и ¿¡¿ = -1 для обратной конфигурации.

Граничные условия на поверхности включения следуют из законов переноса (1), закона сохранения массы для воды и условия отторжения примесей льдом:

'ф

дг д<р аГ

8с,

дг

V,у, соэ0

'к Л

(16)

где к кер, к1р - элементы матрицы обратной матрице (к) =

крр кре кр

км

Для электрического потенциала на границе раздела лед - частица, помимо соотношения (16), задается условие непрерывности электрического потенциала:

Скорость движения льда V,, входящая в граничные условия (15) - (16), находится из условий механического равновесия частицы и локального фазового равновесия льда и воды в растворе, которые в отсутствие внешних силовых полей дают следующее выражение:

«Л

—Р' V, у

--Ъ-С. |шЮ = 0.

ТоК У,

(18)

где - поверхность, ограничивающая включение; п - внешняя нормаль к элементу поверхности (15; Т0 = 273,15 К.

Совокупность уравнений (11) - (18) - граничные условия для задачи тепломассопереноса в ячейке, которая представляет собой систему уравнений (уравнения Лапласа): для температуры (1), электрического потенциала (9) и (10) в элементах ячейки Е] и Е2, а также для давления и концентрации (10) в микропористой среде.

В пятом параграфе изложена суть метода анизотропной проводимости, при помощи которого решается задача тепломассопереноса для элементарной ячейки среды.

Изотропные элементы ячейки заменяются анизотропными. В направлении внешних градиентов величины коэффициентов переноса имеют реальные значения. В плоскости, перпендикулярной внешним

градиентам, коэффициенты проводимости принимаются равными нулю или бесконечности. Таким образом, изучаются тепломассообменные свойства двух ячеек в предельными горизонтальными проводимостями. А их коэффициенты переноса дают границы интервала, в который попадают коэффициенты переноса ячейки с изотропными свойствами ее элементов.

Во второй части параграфа дается обоснование метода и приводятся простые примеры его применения.

В шестом параграфе получены явные значения коэффициентов переноса бипористой среды, мелкопористый элемент которой обладает осмотическими и электроосмотическими свойствами.

Показано, что потоки через грани ячейки связаны с термодинамическими силами общим соотношением:

(19)

Методом анизотропной проводимости получен явный вид С-коэффициентов. Соотношение (19) является общим для ячеек с бесконечной и нулевой горизонтальной проводимостью. Отличие между двумя асимптотиками находит отражение в конкретных значениях коэффициентов переноса. Непосредственная проверка подтверждает выполнимость соотношений взаимности Онзагера для рассматриваемой гетерогенной среды с фазовыми переходами.

Глава 3. Тепломассообменные свойства бипористой среды, насыщенной раствором неэле1сгролита

(с. с, о

С, с„ с„ С,

л с„ С„

л) ^ЯР с. / и,

В данной главе рассмотрены две системы: лед с пористыми частицами (§1) и пористая среда с макровлючениями льда (§2). Для каждой из систем дана постановка задачи и приводится ее решение. Далее более детально изложены результаты второго параграфа.

Мелкопористая составляющая среды не обладает осмотическими свойствами, т.е. в системе (2) остаются два уравнения (первое и последнее) при крк = 0, кре = 0, кле = 0. Тем не менее для среды в целом, как результат движения льда, осмотический коэффициент оказывается отличным от нуля.

Количество компонентов раствора равно двум — вода и растворенное вещество. Граничные условия (14) на поверхности раздела лед -мелкопористая среда упрощаются и принимают следующий вид:

ф 8г.

У„ V,. соэб?

Т Ки

ъ.

, дг

сое в КО.

= 0,

(21)

Задача решается аналитически методом анизотропной проводимости, который дает границы области возможных значений коэффициентов переноса.

Как результат решения задачи получен явный вид коэффициентов переноса и исследовано влияние различных факторов на тепломассообменные свойства рассматриваемой среды. В общем случае коэффициенты переноса зависят от доли льда в ячейке, коэффициентов теплопроводности элементов среды, коэффициента гидропроводности мелкопористой составляющей, концентрации раствора и коэффициента диффузии растворенного вещества. Ниже приведены теплопроводящие, осмотические и термоосмотические характеристики мелкопористой среды с включениями льда.

Величина эффективного коэффициента теплопроводности в зависимости от доли льда в ячейке, коэффициента гидропроводности мелкопористой среды и концентрации раствора представлена на рисунках 3 и 4.

В реальных системах - мерзлых грунтах - движение льда относительно грунтовых частиц происходит вблизи температуры начала замерзания. Косвенным подтверждением этому могут служить экспериментальные зависимости коэффициента теплопроводности мерзлого грунта от температуры. Вблизи температуры начала замерзания

5 -1

н В)

б3"

10-1

1 // 8-

— 2 л и п 6-

/ о 4-

^ 4 1<<

П-

0.1

0.2 0.3 0.4

л, доли ед.

0.5

-1-1-1-1-1

0.1 0.2 0.3 0.4 и, доли ед.

0.5

Рис. 3. Абсолютные значения эффективных коэффициентов теплопроводности среды в условиях открытой (сплошные линии) и закрытой (штриховые линии) систем от доли объема п, занимаемого льдом в кубической ячейке при различных коэффициентах гидропроводности мелкопористой части среды (Е2) К и [м3-с/кг]: (1) -10"'2; (2) - 10~13; (3) - 10~14; (4) - 10"'5 с нулевой (а) и бесконечной (б) горизонтальной проводимостью. Чистая вода (с, = 0).

Рис. 4. Абсолютные значения эффективных коэффициентов теплопроводности кубической ячейки в условиях открытой (сплошные линии) и закрытой (штриховые линии) систем в зависимости от концентрации раствора с^ при различных коэффициентах гидропроводности мелкопористой части среды (Е2) К„ [м3-с/кг]: (1)- 1(Г12; (2) - 10~'3; (3) - 1(Г14; (4) -10",! с нулевой (а) и бесконечной (б) горизонтальной проводимостью. Оп - 1(Г10 м2/с, п - 0,4.

или конца оттаивания характер зависимости немонотонный, значение коэффициента теплопроводности грунта достигает в этой области максимальной величины [Комаров, 2003].

Осмотические свойства характеризуются коэффициентом осмоса сг, который определяется из условия ^=0 и представляет собой коэффициент пропорциональности между перепадом давления жидкости и осмотическим давлением:

Ар = (тЯ^ТАсз где - универсальная газовая постоянная.

На рис. 5 приведены зависимости величины осмотического

С„о, моль/л С50, моль/л

а б

Рис. 5. Зависимость осмотического коэффициента пористой среды с включениями льда от концентрации раствора ЫаС1 с нулевой (а) и бесконечной (б) горизонтальными проводимостями элементов кубической ячейки, различных коэффициентах гидропроводности частиц Я*;, [м3-с/кг]: 1 -10"12;2- 10"1!;3- 1(ГН; 4 - КГ15. £>„ = КГ10 м2/с,и* = 0,4.

коэффициента ячейки аь от концентрации при различных коэффициентах гидропроводности мелкопористой части среды.

Для характеристики массопереноса под действием градиента температуры при нулевых значениях градиентов концентрации и давления вводится термоосмотический коэффициент %, который устанавливает линейную связь объемным потоком жидкости и градиентом температуры: j Г=-&Т/Т

Для большинства талых пористых материалов с размерами пор -100 Е величина коэффициента имеет порядок = Ю"10 м2/с. На рис. 6 приведены графики относительные значения термоосмотического коэффициента = ///о мерзлого образца в зависимости от концентрации раствора. Теоретическое значение термоосмотического коэффициента по порядку величины совпадает с экспериментальным, полученным для мерзлого грунта [Perfect, Williams, 1980].

Представленные в данной главе результаты на примере модельной бипористой среды с включениями льда показывают, что потоки тепла и массы выражаются через всю совокупность термодинамических сил.

Подтверждена выполнимость постулата Онзагера о симметричности перекрестных коэффициентов для системы с фазовыми переходами: пористая среда - лед - водный раствор.

Показано, что перекрестные эффекты есть следствие режеляционного движения льда.

Величина недиагональных коэффициентов переноса в пористой среде с

о, моль/л е5о, моль/л

а б

Рис. 6. Зависимость относительного коэффициента термоосмоса Ъ% кубической ячейки в зависимости от концентрации раствора при различных коэффициентах гидропроводности мелкопористой части среды (Е2) К1, [м3-с/кг]: (1) - 10~12; (2) - ИГ13; (3) - 1(Г14; (4) - 10"и с нулевой (а) и бесконечной (б) горизонтальной проводимостью. Д, = 1(Г!0 м2/с, и = 0,4.

параметров системы без фазовых переходов.

Степень влияния примеси на тепломассообменные свойства зависит от коэффициента диффузии и концентрации. При коэффициенте диффузии, равном 10~10 м2/с растворенные вещества проявляют себя в тепломассообменных процессах, начиная с достаточно малых концентраций (-0,001 моль/л).

Глава 4. Тепломассобменные свойства бипористой среды, насыщенной бинарным раствором электролита

В настоящей главе представлены результаты исследования тепломассообменных свойств двух разновидностей бипористой среды: лед с пористыми частицами (§1) и пористая среда с макровключениями льда (§2).

Вследствие существования в растворе подвижных зарядов - анионов и катионов, образующихся при диссоциации молекулы электролита, рассматривая система приобретает электрические свойства. Процессы переноса в таких системах приводят к различным электрическим эффектам, в основе которых лежат два относительно независимых механизма: диффузионный и двойной электрический слой.

Диффузионный механизм связан с различием коэффициентов диффузии анионов и катионов и проявляет себя даже в объемных растворах, как появление разности электрических потенциалов в растворе электролита переменной концентрации (диффузионный потенциал). Этот механизм определяет электрические свойства пористых сред с малой удельной поверхностью.

Механизм двойного электрического слоя основан на пространственном разделении анионов и катионов раствора вблизи поверхности минерала и обнаруживает себя в мелкодисперсных пористых средах. Отличие подвижности ионов двойного электрического слоя от подвижности ионов в объемном растворе - причина таких перекрестных эффектов как электроосмос или потоковый потенциал.

Для каждой разновидности бипористой среды приведена постановка задачи, изложено ее решение методом анизотропной проводимости и получен явный вид коэффициентов переноса. При анализе влияния различных факторов на тепломассообменные свойства системы действие второго механизма можно исключить, полагая в системе (6) - (8) коэффициенты Кт. и Ке равными нулю.

Далее изложены результаты, относящиеся только к пористой среде с включениями льда.

Эффективная теплопроводность открытой ячейки. В открытой системе положим перепады давления, электрического потенциала и концентрации на гранях ячейки, равными нулю (р\ =р2; <р\ = <рг, с.ч = с12).

При этом через образец возможен поток вещества. Выражение для эффективного коэффициента теплопроводности открытой системы Ла следует из выражения (19)

^ = (24)

На Рис. 7 приведены зависимости коэффициента теплопроводности

а б

Рис. 7. Зависимость эффективного коэффициента теплопроводности пористой среды с включениями льда в условиях открытой системы от концентрации су, раствора №С1 с нулевой (а) и бесконечной (б) горизонтальными проводимостями элементов кубической ячейки, различных коэффициентах гидропроводности мелкопористой части среды Кь [м3-с/кг]: 1 - Ю-12; 2 - КГ13; 3 -10~14; 4 - КГ15 и фиксированной доле льда ид = 0,4.

ячейки в зависимости от концентрации. Теплопроводящая способность среды уменьшается с падением гидропроводности мелкопористой части среды. Влияние концентрации раствора на коэффициент теплопроводности начинает сказываться при более высоких значениях с, по сравнению с аналогичной зависимостью (Рис. 4) для среды, не обладающей осмотическими и электроосмотическими свойствами.

Эффективная теплопроводность закрытой ячейки. В закрытой системе поток вещества через границу равен нулю (1у=0\ Ус = 0; ^ = 0). Соотношение (19) представляется в следующем виде:

г° ^

0 0 = (С)

Л, 1л J

где (с) - матрица С-коэффициентов переноса.

Умножение выражения (25) на обратную матрицу (с) и несложные преобразования дают явный вид коэффициента теплопроводности Лс (Рис. 7) закрытой ячейки пористой среды с включениями льда:

Сравнение Рис. 7 и 8 показывает, что теплопроводящие свойства среды в условиях закрытой системы всегда ниже, чем в условиях открытой системы.

3.6 п

1.6

1-1—.........I

0.0001 0.001

гтт, 0.1

0.0001 0.001

0.01

0.1

0.01

с",о, моль/л а

с5о, моль/л б

Рис. 8. Зависимость эффективного коэффициента теплопроводности пористой среды с включениями льда в условиях закрытой системы от концентрации с, раствора ЫаС1 с нулевой (а) и бесконечной (б) горизонтальными проводимостями элементов кубической ячейки, различных коэффициентах гидропроводности мелкопористой части среды Кн [м3х/кг]: 1 - Ю-12; 2 - 1(Г13; 3 - Ю-14; 4 - Ю-15 и фиксированной доле льда пц = 0,4.

Влияние осмотических свойств мелкопористой среды на теплопроводящие свойства бипористой среды с включениями льда весьма существенно в области высоких концентраций порового раствора (Рис. 4 и

Осмос. Осмотический эффект регистрируется в закрытой системе и связан с возникновением разности давлений в сосудах, разделенных пористой перегородкой. Величина эффекта характеризуется осмотическим коэффициентом <т, который для идеальной мембраны равен единице. Связь между разностью давлений и концентраций для бинарного раствора сильного электролита представляется в следующем виде: Ар = 2ойгТЛс,

Найдем величину осмотического эффекта при одинаковой температуре на гранях ячейки (Хч = 0). В этом случае система уравнения (19) при ]у = 0 и= 0 дает следующие два равенства: СррЧьР + СреЧь<р + Сруьсх = 0 СерЧьР + СееЧь<р + СаУьс< = 0 Величина осмотического коэффициента ячейкиа), выражается через С-коэффициенты из последних трех соотношений:

7).

с с -с с

___р^ ее ре «

2К1То{СррС«, - СреС,р)

На Рис. 9 приведены результаты расчетов осмотического коэффициента методом анизотропной проводимости. Величины коэффициентов для ячеек

С!о, моль/л с50, моль/л

а 6

Рис. 9. Зависимость осмотического коэффициента пористой среды с включениями льда от концентрации с, раствора ЫаС1 с нулевой (а) и бесконечной (б) горизонтальными проводимостями элементов кубической ячейки, различных коэффициентах гидропроводности мелкопористой части среды К/, [м3-с/кг]: 1 - КГ12; 2 - 1(Г13; 3 - 10~'4; 4 - 10~" и фиксированной доле льда Яд™ 0,4.

с нулевой и бесконечной горизонтальной проводимостями отличаются незначительно. Осмотический эффект слабо зависит от концентрации раствора и усиливается с понижением гидропроводности пористой среды.

Свойства мелкопористой части среды существенно влияют на характер зависимости осмотического коэффициента от температуры (Рис. 5 и 9) Бипористая среда с включениями льда обладает осмотическими свойствами даже в том случае, когда осмотический коэффициент мелкопористой среды равен нулю (Рис. 5). Однако, в этом случае величина сгь резко уменьшается при концентрации, превышающей 0,01 -0,1 моль/л.

Электроосмос. Электроосмос -движение раствора через пористую среду под действием внешнего электрического поля. Количественной характеристикой электроосмотических свойств среды служит коэффициент переноса,

ия

Рис. 10.Зависимость относительного коэффициента электроосмоса оре пористой среды с включениями льда в зависимости от объемной доли льда при нулевой (1) и бесконечной (2) горизонтальными проводимостями элементов системы.

стоящий перед градиентом электрического потенциала в выражении для объемного потока жидкости. Наличие льда в пористой среде меняет ее свойства. Это изменение будем характеризовать относительным коэффициентом электроосмоса дре, равным отношению коэффициентов переноса бипористой среды со льдом Сре и мелкопористой среды кре: Зре Сре/кре

Подстановка в последнее выражение явного вида коэффициентов Сре и кре показывает, что величина 6ре зависит только от доли льда в ячейке (Рис. 10) и оказывается меньше единицы. Появление льда в пористой среде уменьшает ее электроосмотические способности. Это свойство есть следствие предположения о том, что лед отторгает инородные примеси и не участвует в разделении и переносе электрического заряда.

Потоковый потенциал. Потоковый потенциал - электрическое поле, возникающее в пористой среде при движении через нее жидкости. Количественной характеристикой служит коэффициент пропорциональности /л между наведенной разностью электрических потенциалов и перепадом давления жидкости:

А ср = /иАр при ./„ = Уьс,=Хч = 0.

Согласно второму уравнению системы (19) коэффициент /( для бипористой среды выражается через С-коэффициенты переноса: /Л Сее

Относительный коэффициент потокового потенциала дИ определим аналогично коэффициенту дре, как отношение коэффициентов потокового потенциала бипористой среды со льдом и мелкопористой среды:

Подстановка явного вида С-коэффициентов в последнее соотношение дает одинаковый результат для ячеек с бесконечной и нулевой горизонтальными проводимостями

Следовательно, в принятых допущениях теоретической модели появление льда в пористой среде не влияет на коэффициент потокового потенциала, т.е. коэффициенты ц бипористой среды со льдом и мелкопористой среды оказываются одинаковыми. Причина этого указана в конце предыдущего подраздела.

Термоэлектрополяризация. Термополяризационные свойства среды проявляются в возникновении разности электрического потенциала на границах образца в градиентном поле температуры. В настоящем параграфе представлены результаты расчета потенциала термоэлектрополяризации закрытой ячейки (/^ = ./, = ,/е = 0) пористой среды с включениями льда. Градиент температуры вызывает движение

льда относительно мелкопористой среды, что в свою очередь приводит к фильтрации раствора и появлению градиента концентрации. Таким образом, потенциал термоэлектрополяризации прямо связан с работой двух механизмов - диффузионного и двойного электрического слоя.

Система уравнений для нахождения разности давления Др, концентрации Дсу и электрического потенциала к<р на основаниях ячейки от разности температуры ДТ следует из общих соотношений (19)

ГО

(С") чь<р =~х< С,

где (Ст) =

К *Р

С« с

С„

Принимая во внимание нулевое значение Сед и Сщ, после соответствующих преобразований последнего соотношения величина

термоэлектрополяризации представляется в следующем виде (Рис. 11):

А(р _

АТ~ Г„

где С™ - элемент матрицы обратной (С"')-

Величина термоэлектрополяризации увеличивается в уменьшением концентрации раствора, слабо зависит от гидропроводности

мелкопористои части

среды

слабо и

концентрации раствора 10^ моль/л. ю

й ^

9-<

0.0001

зависит достигает

ей

10 -а

ОТ

порядка

1 в/град при

0.01 -

0.001

г 0.01

0.0001

•л]..........

0.001 0.01 0.1 СаО, моль/л

0.0001

0.001 -

0.0001

0.001 0.01 0.1

с,о, моль/л

а б

Рис. 11. Зависимость величины термоэлектрополяризации Аф'АТ пористой среды с включениями льда с пористыми частицами от концентрации ся раствора №С1 в условиях закрытой системы с нулевой (а) и бесконечной (б) горизонтальными проводимостями элементов кубической ячейки, различных коэффициентах гидропроводности мелкопористой части среды Кн [м3-с/кг]: 1 - 10~12; 2 -10~13; 3 - КГ14; 4 - 10~15 и фиксированной доле льда ид = 0,4.

0- = 0.0001

0.001

0.01

0.1

0-l ..........

0.0001 0.001

0.01

0.1

CsO, моль/л

CsO, моль/л б

Рис. 12. Зависимость потенциала термоэлектрополяризации от концентрации раствора cs0 и различных значениях коэффициентах гидропроводности частицы Kh [м3-с/кг]: (1) - Ю-12; (2) - 10~13; (3) - 1(Г14; (4) -10'15 и горизонтальной проводимости: нулевой (а) и бесконечной (б). - 0,4, Км = 0,Ке = 0.

Механизм двойного электрического слоя вносит существенный вклад в термоэлектрополяризационный свойства системы. Так, если мелкопористая среда не обладает электроосмотическими свойствами (Рис. 12), то величина термоэлектрополяризации становится меньше почти на порядок и не превышает 400 мВ/град.

Приведенные данные показывают, что электроосмос, потоковый потенциал, термоэлектрополяризация среды становятся слабее с увеличением концентрации порового раствора.

Осмотические и электроосмотические свойства мелкопористой части бипористой среды могут существенно влиять на свойства бипористого материала со льдом в области высоких концентраций раствора (Рис. 4 и 7, 5 и 9) или в области малых концентраций (Рис. 11 и 12).

Глава 5. Экспериментальное исследование тепломассообменных свойств водонасыщенной керамики с включением льда

В данной главе представлены описание экспериментальной установки, методика эксперимента и результаты измерения коэффициентов переноса ячейки бипористой среды, насыщенной дистиллированной водой. Обнаружено количественное расхождение величин, полученных в опыте и вычисленных из теории. Проанализированы и указаны наиболее вероятные причины этого.

В первом параграфе изложена методика проведения эксперимента.

Для изучения тепломассообменных свойств мерзлых пористых материалов вблизи температуры начала замерзания сконструирована экспериментальная установка, основной блок которой изображен на Рис.

13. В качестве объекта исследования выбрана модельная ячейка бипористой среды - цилиндр из пористой керамики с полостью (Рис. 136). Пористая среда сбоку полости собрана из трех колец керамики, разделенных тонким слоем герметика. Тем самым предполагается, что весь поток массы через среднюю часть образца будет переноситься включением

а б

Рис. 13. Схема основного блока установки по измерению тепломассообменных параметров, а. Общий вид. 1 - образец, 2 - латунные пластины, 3 - измерительные цилиндры из плексигласа, 4 - медные пластины, 5 - латунные теплообменники, через которые прокачивается термостатируемая жидкость, 6 - экран из медной фольги, 7 - водоканалы, 8 - измеряющие концы разностных термопар, 9 - пенопласт, б. Образец с пластинами. 10 - полость, 11-пористая керамика, 12 - пластиковая обойма, 13 - стык колец из пористой керамики, 14 -зазоры, заполненные водой, 15 - резиновые уплотнители.

льда посредством режеляции.

Основные характеристики образца и элементов основного блока установки приведены в таблице 1.

Таблица I

Диаметр (внешний), мм Высота, мм Коэффициент теплопроводности, Вт/(м-град) Коэффициент гидропроводности, м2/(Па-с)

Полость (лед) 20,2 16,5 2,2 0

Керамика) 29,7 26,9 1,4 1,9-10"13

Обойма 32,2 26,9 0,35 0

Эталонный цилиндр 44,5 31,4 0,21 0

Подготовительный этап опыта включает следующие работы: вакуумирование образца и подводящих трубок, заполнение системы дегазированной водой, одностороннее замораживание керамического образца и последующая оттайка подводящих трубок (7) и емкостей (14) (Рис. 13), домораживание воды в полости. По времени подготовительный этап занимает от трех суток до недели.

Керамика служит фазовым барьером от проникновения льда в емкости (14) вплоть-0,05 °С.

В эксперименте измеряются величины потоков тепла и массы через образец, вызванные разностью давлений жидкости в капиллярных трубках (7) или разностью температур латунных пластин (2). Для определения величины теплового потока служат эталонные цилиндры (3), а поток жидкости находится по движению мениска жидкости в калиброванных капиллярных трубках. Величина температуры измеряется в четырех точках 8 (Рис. 13а) при помощи разностных медь-константановых термопар.

Опорный спай термопары поддерживается при температуре 0 °С, посредством его погружения в термос с дистиллированной водой и измельченным льдом. В свою очередь термос размещается в холодильнике с температурой воздуха незначительно выше 0 °С.

При помощи термостата проведено определение абсолютной погрешности системы измерения, которая составляет не более ±0,01 градуса. Погрешность в измерении разности температур дифференциальным методом - менее ±0,004 градуса.

Для большинства измерений среднеквадратичное отклонение среднего значения температуры теплообменников не превышает 0,0005 градуса, латунных пластин - 0,005 градуса.

Для сравнения результатов измерений с теорией создана вычислительная программа по решению сопряженных тепловой задачи во внутренней области основного блока и задачи фильтрации в керамике. Входными параметрами являются температура теплообменников (5) и давление в трубках (7) (Рис. 13а). Программа находит скорость движения льда в полости ячейки, температуру латунных пластин (2), также величины потоков тепла и жидкости через основания образца.

В втором параграфе приведены результаты изучения тепломассопереноса через

образец под действием градиента давления жидкости. Порядок измерения следующий. Перед началом опыта устанавливается одинаковая температура

теплообменников (5) и, как следствие, латунных пластин (2) с точностью 0,01 градуса при нулевом перепаде давления.

Ар, Па

Рис. 14. Зависимость объемного потока жидкости через образец в зависимости от разности давлений на границах ячейки при различных средних температурах Символы — эксперимент, линии - теория при различных перепадах температуры на латунных пластинах: 1 — нулевом, 2 -максимальном из опытных данных (Рис. 15).

Затем последовательно в течение 1 суток поддерживается разность давлений в капиллярах (7) из следующего ряда значений: 0,37; 2,3; 12; 32; 64 кПа.

На рис. 14 представлены результаты измерений потока воды через образец под действием градиента давления жидкости при различных средних температурах образца.

Эксперимент показывает, что величина потока массы через образец уменьшается с понижением средней температуры. Это может быть объяснено гидравлическим сопротивлением пленки незамерзшей воды, разделяющей лед и каркас пористой среды. Однако сравнение с теорией, в которой этот фактор исключен из рассмотрения, показывает, что расчетная величина потока массы меньше наблюдаемой в эксперименте. Может быть истинное значение скорости движения льда выше теоретического?

В качестве индикатора скорости движения льда служит разность температур латунных пластин (2) (Рис. 15). При сближении со стенкой столбик льда плавится с поглощением тепла. На противоположной стороне включения

происходит обратный

процесс - замерзание воды и выделение тепла.

Разделенные в пространстве источники и стоки тепла изменяют температурное

ПОЛе ОКРУЖаЮЩеЙ спелы И Рис. 15. Разность температуры А/между основаниями

образца (латунные пластины 2, рис. 1) в зависимости от СОЗДаЮТ перепад перепада давления жидкости Ар. Символы - эксперимент

температуры на пластинах, при различных средних температурах: -0,04(1), -0,03(2), который пропорционален -0.02(3),-0,01(4); линия-теория, скорости движения льда.

Экспериментальные данные на рис. 15 показывают, что с понижением средней температуры образца уменьшается перепад температуры на пластинах, а значит и скорость движения льда в полости. Такое поведение системы может быть объяснено зависимостью гидравлического сопротивления пленки незамерзшей воды от температуры. Не противоречит этому объяснению и то, что экспериментальные точки оказываются ниже расчетных - в теории гидравлическое сопротивление не принимается во внимание.

На основании результатов теплофизических измерений можно сделать вывод о том, что истинная скорость движения льда в полости не

Ар, Па

превышает теоретическую. В таком случае, чтобы объяснить более высокие значения потока жидкости в эксперименте по сравнению с теорией (Рис. 14) необходимо ввести в рассмотрение дополнительные факторы. На наш взгляд наиболее вероятной причиной расхождения данных эксперимента и теории является наличие незамерзающих каналов жидкости между стенками полости и столбиком льда. Так согласно расчетам, если убрать гидроизоляцию между керамическими кольцами (Рис. 136, 13), поток массы в системе возрастает почти в 50 раз.

Нельзя также исключить возможность движения жидкости через лед по незамерзающим межзерновым каналам, свойства которых обсуждается в ряде работ [КйсИат, НоЬЬэ, 1969; Маёег, 1992].

Во третьем параграфе представлены результаты экспериментальных работ по изучению тепломассопереноса через образец под действием градиента температуры.

Градиент температуры инициирует движение льда в полости ячейки (Рис. 136) и, как следствие, через образец устанавливается поток жидкости.

Экспериментальные величины потоков тепла и расхода жидкости в зависимости от перепада температуры на основаниях образца представлены на Рис. 16. Между величиной потоков и перепадом температуры на границах образца наблюдается примерно линейная зависимость. Понижение средней температуры при прочих равных условиях приводит к уменьшению величин потоков тепла и массы. Сравнение с теорией показывает, что в отличие от результатов опытов, в которых потоки создавались градиентом давления, на обоих графиках экспериментальные точки лежат ниже расчетных значений и обнаруживают значительно больший разброс данных.

Л/, °с м, "С

а б

Рис. 16. Потоки тепла (а) и вещества (б) через образец в зависимости от разности температуры на его основаниях. Символы - эксперимент при различных средних температурах /о [еС]: 1 —0,04; 2 --0,03; 3 - -0,02. Линии - теория.

В четвертом параграфе представлены результаты обработки экспериментальных данных по измерению потоков тепла и массы под действием различных термодинамических сил (градиентов давления и температуры).

Опыты, проведенные при различных граничных условиях (Рис. 15 и Рис. 166), показывают, что система обладает термоосмотическими и баротермическими свойствами, т.е. градиент температуры создает поток массы через образец, а градиент давления - поток тепла. Поэтому в основу обработки экспериментальных данных положены уравнения переноса в общем виде:

Ар „ А Т

~срр +СР,

Ах " Т0Ах

Ар А Т (27)

} =С —+ С —— 4 ,р Ах " Т0 Ах

где плотность объемного потока [м-с1] и ]ч- плотность потока тепла [Дж-м"2 с"'] через основания образца; Ар, АТ- перепады давления жидкости [Па] и температуры [К] на высоте образца Ах [м]; Срр, Ср1, С1р, С„ -коэффициенты переноса; Т0 = 273,15 К.

Результаты двух экспериментов, проведенных при различных граничных условиях, образуют два набора данных (экспериментальных точек). Первый набор получен в эксперименте, в котором потоки создавались градиентом давления жидкости при перепаде температуры на теплообменниках равном нулю. Точки второго набора - данные эксперимента, в котором в качестве движущей термодинамической силы выступает градиент температуры при нулевом перепаде давления жидкости. По двум экспериментальным точкам из первого и второго наборов на основании соотношений (27) определяются коэффициенты переноса.

Как можно видеть на рис. 14-16 потоки тепла и массы, а значит и С-коэффициенты, зависят от средней температуры образца, которая, по этой причине, включена в набор параметров результатов измерения. Экспериментальные точки неравномерно распределены на температурной шкале, поэтому вначале были найдены значения температур, вблизи которых концентрация точек из обоих наборов максимальна. Затем вблизи этих узловых температур образованы группы из экспериментальных точек. В каждой группе данных была решена система уравнений (1) для всех сочетаний точек из первого набора со вторым, а затем вычислены средние коэффициенты переноса.

Величины коэффициентов в зависимости от средней температуры образца приведены на Рис. 17 - 18. Можно видеть, что с понижением температуры абсолютные значения коэффициентов уменьшаются.

Весь цикл измерений включал семь серий. После каждой серии за исключением четвертой производилась промывка системы

-2Е-14

й С

„ -6Е-14 -

и"

-1Е-13

О О

-360 -,

-4002

-т -440 -

-480-

-520-

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

0.05 -0.04 -0.03 -0.02 -0.01 0

°с

-560

о о

О О о

—I—1—I—1—I—1—I—1—I -0.05 -0.04 -0.03 -0.02 -0.01 0

°С

Рис. 17. Зависимость прямых коэффициентов переноса от средней температуры образца.

1Е-6-.

и 6Е-7 -й

^ 4Б7-| 2Е-7 0

-2Е-7

дистиллированнои водой в течение от 1 до 7 суток. Необходимость в этом обнаружилась в ходе

эксперимента. В 1 серии было замечено, что величины потоков массы через образец значительно меньше расчетных. В конце этой серии температура фазового равновесия лед-вода оказалось равной -0,017 еС, что соответствует концентрации раствора неэлектролита примерно 0,01 моль/л. Величина

концентрации попадает в диапазон значений от 0,001 до 0,01 моль/л, в пределах которого происходит, согласно

теоретическим оценкам резкое уменьшение скорости движения льда относительно каркаса пористой среды.

С целью проверки предположения о попадании в воду посторонних примесей была осуществлена промывка всей системы дистиллированной водой в течение недели. После первой промывки значение коэффициента Ср„ увеличилось больше, чем 5 в раз.

-0.01

-0.05 -0.04 -0.03 -0.02 'о, °С

Рис. 18. Зависимость недиагональных коэффициентов переноса С,р (1) и Ср, (2) от средней температуры образца.

Для вычисления экспериментальных значений коэффициентов переноса были взяты результаты измерений 6 и 7 серий.

Теоретическая модель дает величины коэффициентов переноса, представленные в таблице 2.

Таблица 2___

ср„, м2с-1Па-1 Ср„ м2см с,„, м2с1 С„, Дж-\Г'с~'

-8,63-10"15 1,32-КГ6 1,29-10"6 -524

Нарушение симметрии С-коэффициентов (Таблица 2) - следствие теплообмена образца с окружающей средой через боковую поверхность.

Сравнение коэффициентов переноса тепла С„ (Рис. 176 и Таблица 2) показывает, что абсолютное значение теоретического коэффициента оказывается выше экспериментального практически по всем диапазоне температуры. Заметный вклад в величину коэффициента С„ дает режеляционное движение льда. Так, если лед неподвижен относительно керамики, теоретическое значение коэффициента С„ оказывается равным -326 Дж-м~'сч.

Теория предсказывает более высокую скорость льда по сравнению с экспериментальной. Это различие может быть следствием двух причин: в теории не учитывается гидросопротивление пленки незамерзшей воды между основанием включения льда и стенками полости, а также предполагается отсутствие растворимых соединений в воде. Оба этих фактора уменьшают скорость льда относительно керамики.

Абсолютное значение коэффициента переноса вещества Срр, найденное из теории (Таблица 2), оказывается меньше экспериментального (Рис. 17а) практически во всем диапазоне температур. С учетом предыдущего заключения наиболее вероятной причиной этого различия может быть течение жидкости между боковой поверхностью включения льда и стенками полости. Перенос жидкости по проводящим каналам увеличивает величину суммарного потока вещества под действием градиента давления, практически не меняя скорость льда.

В свою очередь оба фактора - уменьшение скорости режеляционного движения льда и наличие незамерзающих каналов между областями плавления льда и замерзания воды - приводят к тому, что величины недиагональных коэффициентов переноса Ср, и С,р, измеренные в эксперименте, становятся заметно меньше теоретических. (Таблица 1 и Рис. 18).

Явные значения С-коэффициентов позволяют определить параметры процесса, при которых законы переноса тепла и массы необходимо применять в общей форме.

Слагаемые в законе переноса вещества (27) имеют один порядок, когда выполняется следующее соотношение:

«■^Др

(28)

Принимая Срр = -2-10"14 м2с_1Па~' и Ср,= 5-10-7м2с"' (Рис. 17 - 18), из равенства (28) следует, например, что при перепаде давления 105Па, изменение температуры ДТ= 1 К. Таким образом, термоосмотический вклад в массоперенос через образец становится заметным при изменении температуры среды не менее 1 К на 1 атм перепада давления жидкости. В природе это условие выполняется довольно часто.

Аналогично для перепада давления жидкости, выше которого закон переноса тепла должен применяться в общем виде, имеем

Полагая С„ = -420 Дж-м~'с~' и С,р= 5-10"7mV (Рис. 3 - 4), из соотношения (29) получаем Др/ДГ» 3-106 Па-КГ1.

Представленные выше оценки получены для пористой среды с макровключениями. Величина коэффициентов Ср, и С1р, входящих в соотношения (28) и (29), определяется во многом гидравлическими свойствами каналов между областями плавления и замерзания льда, а значит и размером включения. С уменьшением размера льда роль проводимости гидравлических каналов возрастает и, как результат, должна быть меньше величина недиагональных коэффициентов. Косвенным подтверждением этому могут служить результаты экспериментальной работы [Horiguchi, Miller, 1980] - баротермические свойства обнаруживает макровключение льда между мембранами, но не мерзлые грунты. Наиболее вероятная причина - доля макровключений в грунте была достаточно мала. Однако, в настоящее время отсутствует необходимое количество экспериментального материала, на основании которого можно обоснованно судить о значимости размерного фактора включений льда в тепломассообменных процессах.

(29)

ОСНОВНЫЕ РЕЗУЛЬТАТЫ И ВЫВОДЫ

1. Для понимания роли льда в тепломассообменных процессах в дисперсных средах и, в частности, в мерзлых и промерзающих грунтах предложена модель бипористой среды, на основе которой изучены свойства двух систем: мелкопористой среды с включениями льда и льда с мелкопористыми частицами. Установлено, что вследствие движения льда относительно каркаса пористой среды законы переноса имеют общий вид, т.е. потоки тепла и массы линейно выражаются через всю совокупность термодинамических сил: градиенты температуры, давления жидкости, концентрацию раствора и электрического потенциала. Получен явный вид коэффициентов переноса и подтверждена выполнимость принципа взаимности Онзагера для систем с фазовыми переходами.

2. Изучением тепломассообменных свойств бипористых сред, насыщенных раствором неэлектролита, показано, что возрастание значения коэффициента теплопроводности мерзлой породы по сравнению с коэффициентом теплопроводности талой, а также значительное увеличение величин термоосмотического и осмотического коэффициентов есть следствие движения льда относительно минерального каркаса пористой среды.

3. Изучение тепломассообменных свойств бипористых сред, насыщенных раствором электролита, подтвердило значимость движения льда на их термоэлектрические свойства. Электроосмос, потоковый потенциал, термоэлектрополяризация среды становятся слабее с увеличением концентрации порового раствора. Осмотические и электроосмотические свойства мелкопористой составляющей существенно влияют на тепломассообменные свойства бипористой среды в области высоких концентраций раствора.

незамерзшая вода между льдом и поверхностью твердого тела, которая играет двоякую роль. С одной стороны, гидросопротивление пленки незамерзшей воды тормозит движение льда, уменьшая массоперенос в фазе льда, с другой, наличие незамерзших каналов увеличивает долю массопереноса через среду в жидкой фазе.

ОСНОВНОЕ СОДЕРЖАНИЕ ДИССЕРТАЦИИ ИЗЛОЖЕНО В СЛЕДУЮЩИХ ПУБЛИКАЦИЯХ

Статьи в журналах, рекомендованных ВАК РФ для публикации

основных результатов докторской диссертации:

1. Горелик Я.Б., Колунин B.C. Физика и моделирование криогенных процессов в литосфере. - Новосибирск : СО РАН, Филиал "Гео", 2002. -317с.

2. Колунин B.C. Перенос воды и льда в пористых средах вблизи точки фазового перехода // Криосфера Земли. - 2003. - Т. 7, № 3. - С. 55-62.

3. Колунин B.C. Тепломассоперенос в пористой среде с ледяными включениями // Криосфера Земли. - 2004. - Т. 8, № 4. - С. 45-53.

4. Колунин B.C. Теплопроводность льда с пористыми частицами // Криосфера Земли. - 2005. - Т. 9, № 4. - С. 34-41.

5. Kolunin V.S. Heat and mass transfer in porous media with ice inclusions near the freezing-point // Int. J. Heat Mass Transfer. - 2005. - Vol. 48, N 6. -P. 1175-1185.

6. Kolunin V.S., Kolunin A.V. Heat and mass transfer in saturated porous media with ice inclusions // Int. J. Heat Mass Transfer. - 2006. - Vol. 49, N 6.-P. 2514-2522.

7. Колунин B.C., Колунин A.B. Термоэлектрополяризация льда с пористыми частицами. I. Диффузионный механизм // Криосфера Земли. - 2008. - Т. 12, № 3. - С. 41-49.

8. Колунин B.C., Колунин А.В. Термоэлектрополяризация льда с пористыми частицами. II. Механизм двойного электрического слоя // Криосфера Земли. - 2009. - Т. 13, № 3. - С. 40-48.

9. Kolunin V.S., Kolunin A.V. Electrical cross effects in porous media with ice inclusions. I. Diffusion mechanism // Int. J. Heat Mass Transfer. -2009. - Vol. 52, N 7-8. - P. 1627-1634.

10. Kolunin V.S., Kolunin A.V. Electrical cross effects in porous media with ice inclusions. II. Double electrical layer mechanism // Int. J. Heat Mass Transfer. - 2009. - Vol. 52, N 23-24. - P. 5577-5584.

Статьи в сборниках:

11. Kolunin V.S. Water and ice transfer in porous media near the phase transition point // Proc. 8th Int. Conf. on Permafrost, 21-25 July 2003,

Zurich, Switzerland/ M. Philips, S.M. Springman, L.U. Arenson, Eds. -Taylor & Francis. - 2003. - P. 573-578.

12. Колунин B.C. Теплоперенос в средах с тепловыми диполями // Материалы международной конференции «Криосфера Земли как среда жизнеобеспечения», Пущино. - 2003. - С. 214.

13. Колунин B.C. Теплопроводность льда с пористыми частицами // Материалы международной конференции «Криосфера нефтегазоносных провинций», Тюмень. — 2004. - С. 136.

14. Колунин B.C., Колунин A.B. Коэффициенты переноса пористой среды с ледяными включениями // Материалы международной конференции «Теория и практика оценки состояния криосферы Земли и прогноз ее изменений», том 2, Тюмень. - 2006. - С. 103-105.

15. Колунин B.C., Колунин A.B., Писарев А.Д. Бипористая среда как модель мерзлого грунта // Материалы международной конференции «Криогенные ресурсы полярных и горных регионов. Состояние и перспективы инженерного мерзлотоведения», Тюмень. - 2008. - С. 402-403.

Подписано в печать 13.10.2011. Формат 60x90 1/16. Усл. печ. л. 2,12. Тираж 120 экз. Заказ № 368.

Библиотечно-издательский комплекс федерального государственного бюджетного образовательного учреждения высшего профессионального образования «Тюменский государственный нефтегазовый университет». 625000, Тюмень, ул. Володарского, 38.

Типография библиотечно-издательского комплекса. 625039, Тюмень, ул. Киевская, 52.

Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Колунин, Владимир Сергеевич

Обозначения

Введение

Глава 1. Термодинамический аспект криогенного текстурообразования

§ 1. Моделирование криогенного текстурообразования

§ 2.Режеляция

§ 3. Термодинамические свойства пористых сред, насыщенных раствором неэлектролита

3.1. Равновесные свойства объемных растворов

3.2. Диффузия в объемном растворе

3.3. Тепломассоперенос в пористых средах

§ 4. Термодинамические свойства пористых сред, насыщенных раствором электролита

4.1. Равновесные свойства объемных растворов

4.2. Перенос массы в объемном электролите

4.3. Тепломассоперенос в пористом теле с малой удельной поверхностью

Глава 2. Теоретическая модель бипористой среды

§ 1. Модельные пористые среды

§ 2 Перенос тепла и массы в элементах ячейки

2.1 Уравнение распространения тепла

2.2 Уравнения переноса массы в пористом теле с малой удельной поверхностью

2.3 Уравнения переноса массы в пористом теле с развитой удельной поверхностью

§ 3 Тепломассоперенос в элементарной ячейке бипористой среды

3.1 Уравнения тепломассопереноса

3.2 Граничные условия

3.3 Взаимодействие включения льда с внешней средой

§ 4 Баланс тепла и массы в конечном объеме ячейки

§ 5. Метод анизотропной проводимости 120 5.1 Теплопередача через ячейку с бесконечной горизонтальной проводимостью 122 5.2. Теплопередача через ячейку с нулевой горизонтальной проводимостью

5.3 Сравнение эффективных коэффициентов теплопроводности

§ 6. Коэффициенты переноса пористой среды с ледяными включениями

6.1. Решение тепловой задача

6.2. Решение задачи фильтрации, диффузии и электропроводности

6.3. Скорость льда и коэффициенты переноса

Глава 3. Тепломассообменные свойства бипористой среды, насыщенной раствором неэлектролита

§ 1 Лед с включениями ■

1.1. Постановка задачи

1.2. Решение тепловой задачи

1.3. Решение задачи фильтрации

1.4. Решение задачи диффузии

1.5. Скорость движения льда

1.6. Эффективная теплопроводность льда с частицами

§ 2. Пористая среда с ледяными включениями

2.1. Решение тепловой задачи

2.2. Решение задачи фильтрации

2.3. Решение задачи диффузии

2.4. Скорость движения льда и коэффициенты переноса

2.5. Свойства среды 195 2.5.1. Эффективная теплопроводность ячейки 2.5.2. Осмос

2.5.3. Термоосмос

Глава 4. Тепломассообменные свойства бипористой среды, насыщенной раствором электролита

§ 1. Лед с пористыми частицами

1.1. Скорость движения льда

1.2. Теплопроводность льда с частицами

1.3. Электрическое поле во льду с частицами

1.4. Свойства льда с пористыми частицами

1.4.1. Коэффициент теплопроводности

1.4.2. Потенциал термоэлектрополяризации (термоЭДС)

§ 2. Пористая среда с ледяными включениями

2.1. Тепло проводящие свойства среды

2.1.1. Эффективная теплопроводность открытой ячейки

2.1.2. Эффективная теплопроводность закрытой ячейки

2.2. Осмотические свойства среды

2.3. Электрические свойства среды

2.3.1. Электроосмос

2.3.2. Потоковый потенциал

2.3.3. Термоэлектрополяризация

Глава 5. Экспериментальное исследование тепломассообменных свойств водонасыщенной керамики с макровключением льда

§ 1. Методика эксперимента

§2. Тепломассоперенос под действием градиента давления

§3. Тепломассоперенос под действием градиента температуры

§4. Результаты и обсуждение

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Моделирование тепломассообменных процессов в мерзлых породах с подвижной ледовой компонентой"

Актуальность. В основе проектирования объектов промышленного и гражданского строительства лежит знание физико-механических свойств грунтов и их реакции на изменение условий окружающей среды. Хозяйственная деятельность человека в регионах с холодными климатом * нарушает естественный тепловой режим грунтовых толщ. В» результате основания сооружений могут быть подвержены недопустимым деформациям» Особенно сильные изменения происходят в водонасыщенных мелкодисперсных грунтах при замерзании и оттаивании. Неотъемлемая составляющая прогноза устойчивости строительных объектов в условиях холодного климата- - моделирование тепломассообменных процессов в промерзающих и протаивающих грунтах.

В грунтовых системах замерзание воды или' плавление льда вызывает относительное перемещение компонентов ^ может приводить^ необратимым структурным и текстурным изменениям. В естественных условиях, как результат движения влаги, к границе промерзания, влажность мелкодисперсного мерзлого* грунта, оказывается выше* влажности талого. Экспериментальными исследованиями установлена совокупность различных факторов, влияющих на скорость миграции влаги. Это, в первую очередь, свойства грунта - дисперсность, минералогический состав, засоленность, состав обменных катионов, а также характер взаимодействия системы с окружающей средой - скорость промерзания и гидравлическая связь с водоемом [Тютюнов, Нерсесова, 1963].

Поскольку в мелкодисперсных грунтах фазовое превращение воды* в лед I занимает некоторый температурный диапазон, то текстурные изменения в системе происходят не только вблизи границы промерзания, но и внутри массива мерзлого грунта [Ершов, 1979; Чеверев, 2004]. Массообменные процессы в мерзлых грунтах могут быть инициированы, помимо градиента температуры, иными термодинамическими силами - градиентами давления жидкости, концентрации раствора и электрического потенциала [Основы геокриологии, 1995]. Существование жидкой фазы в дисперсных средах, содержащих лед, обеспечивает относительно высокую скорость массообмена внутри среды в некотором диапазоне температуры.

В основе теоретических моделей тепломассообменных процессов, происходящих в промерзающем или' мерзлом грунтах лежат законы тепломассопереноса, которые в общем виде представляет собой функциональную * зависимость потоков^ тепла и массы от градиентов термодинамических потенциалов» - температуры, давления жидкости, концентрации раствора и электрического<потенциала. Если система находится' вблизи состояния равновесия, эта зависимость, представляет собой линейную форму [Де Гроот, Мазур, 1964; Хаазе, 1967]. Коэффициенты переноса, входящие в эти соотношения* определяются-1 экспериментально. К настоящему времени наиболее изученным» оказываются\ теплопроводящие [Теплофизические- свойства., 1984; Комаров, 2003], фильтрационные [Williams, Burt, 1974; Horiguchi, Miller, 1983]' и диффузионные1 [Murrmann,-1973; Чувилин, Смирнова, 1996, Ohuvilin, 1999, Brouchkov, 2000] свойства мерзлых пород. В' меньшей степени представлены экспериментальные работы по термоосмотическим [Perfect, Williams, 1980] и электроосмотическим свойствам [Ананян, 1952; Иванов, 1957; Hoekstra, Chamberlain, 1964; Van Gassen, Segó, 1991]. Измерение коэффициентов переноса мерзлых дисперсных сред занимает достаточно длительное время; в,течение которого, как правило, меняется текстура мерзлой породы. Текстурные преобразования сопровождаются движением жидкой фазы относительно твердых составляющих. Роль такого движения особенно велика В: диффузионных процессах - скорость диффузии химических элементов в мерзлых породах оказывается одного порядка со скоростью диффузии в талых.

Иногда рассматриваемая система обнаруживает, на первый взгляд, неожиданные свойства. Известно, что в условиях закрытой системы в однородном полностью водонасыщенном мерзлом грунте под действием градиента температуры, близкого по величине к природному, происходит миграция воды в сторону более низкой температуры [Ершов, 1979]. В условиях же открытой системы наблюдается обратная картина - поток массы, проходящий через образец мерзлого грунта, совпадает по направлению с градиентом температуры [Perfect, Williams, 1980]. Если в первом случае движение воды сопровождается деформируемостью скелета пористой^ среды, иначе оказывается невозможным изменение влажности грунта, то во втором случае деформируемость скелета«играет второстепенную роль, а поток массы в образце есть следствие относительного движения льда и.частиц грунта.

При моделировании тепломассообменных процессов в мерзлых грунтах необходимо учитывать оба. эти фактора'. При этом, следует иметь в виду, что деформирование скелета грунта всегда1 сопровождается движением льда.

Проблема1 состоит в установлении общих закономерностей относительного движения твердых фаз (льда и грунтовых частиц) в мерзлых и промерзающих грунтах. Последовательное решение задачи предполагает, что на первом этапе исследования фактор деформирования скелета должен^ быть исключен из рассмотрения. Это можно сделать посредством использования пористых материалов с жестким скелетом.

Объект исследования - мерзлая жесткая1 бипористая среда, содержащая жидкую фазу.

Предмет исследования — тепломассообменные свойства указанной выше системы.

Основная цель работы. Установить роль движения льда относительно минерального каркаса в-тепломассообменных процессах в мерзлых пористых i средах вблизи температуры начала замерзания. Для достижения»поставленной цели решались следующие задачи: разработка модели бипористой среды регулярной структуры и установление связи между потоками и термодинамическими силами; определение коэффициентов теплопроводности льда с пористыми частицами и коэффициентов переноса пористой среды с включениями льда, мелкопористая часть которых насыщена водным раствором неэлектролита; определение коэффициентов теплопроводности и термоэлектрополяризации льда с пористыми частицами и коэффициентов переноса пористой среды с включениями льда, мелкопористая часть которых насыщена водным раствором электролита и обладает осмотическими и электроосмотическими свойствами; разработка экспериментального метода и создание установки по определению коэффициентов переноса- мерзлых пористых сред с высоким разрешением по температуре. Измерение тепломассообменных характеристик пористой среды с включением льда и проведение сравнительного > анализа с теорией.

Научная новизна работы. установлено, что законы переноса тепла и массы для, мерзлой бипористой среды представляются в общем виде: потоки тепла и массы» линейно зависят от всей совокупности термодинамических сил — градиентов температуры, давления жидкости, концентрации раствора и электрического потенциала; доказано, что движение льда в пористой среде, насыщенной раствором неэлектролита заметно увеличивает теплопроводящую, термоосмотическую и осмотическую способность среды; доказано, что движение льда в пористой среде, насыщенной раствором электролита, значительно увеличивает термоэлектрическую способность среды и практически не сказывается на величинах электроосмоса и потокового потенциала; показано, что осмотические и электроосмотические свойства мелкопористой части среды существенно влияют на тепломассообменные свойства бипористой среды; впервые определена в эксперименте вся совокупность коэффициентов переноса образца мерзлой пористой среды и выявлена двоякая роль незамерзшей воды между льдом и скелетом пористой среды.

Практическая значимость работы;.

Прогноз влияния температурных условий: на устойчивость сооружений, находящихся,в холодных- климатических условиях, основан на моделировании тепломассообменных процессов в промерзающих или протаивающих грунтах. . Неотъемлемыми; составляющими! теоретических, моделей криогенного текстурообразоваиия и влагонакопления являются законы; переноса тепла;, и массы. Настоящим: исследованиемч обосновывается, что законы переноса? для мерзлой породы, которая? содержит в своем составе достаточное количество незамерзшей воды, должны; иметь, общую? форму: потоки тепла, и■ массы-линейно» выражаютсячерез :всю:>совокупносттермодинамических сил.

Скорость и направление движения льда внутри пористых объектов регулируются внешними^ градиентами термодинамических величин и зависят от- тепломассообменных свойств среды. Размещенный внутри; микробиологогического объекта лед может служить инструментом; для изучения особенностей функционирования.биологических систем и способом воздействия на их свойства.

В мембранной технологии для нахождения максимального размера сквозных каналов применяется «метод определения: точки пузырька плоских мембран» (ГОСТ Р 50516-93). Этим методом, определяют размеры пор в диапазоне 0,1 - 15 мкм. Нами предложен способ определения максимального размера сквозных в диапазоне 0;(У4 —2 мкм-. по * проникновению? льда через фильтр, который по сравнению с методом пузырька имеет ряд:преимуществ.

На защиту выносятся. 1. Теоретическая модель бипористой среды и общие результаты исследований ее тепломассообменных свойств: законы переноса тепла и массы в мерзлых пористых средах вблизи; температуры начала замерзания имеют общую форму — потоки тепла и массы, выражаются через всю совокупность термодинамических сил: градиенты температуры, давления жидкости, концентрации раствора и электрического потенциала.

2. Результаты исследования тепломассообменных свойств бипористой среды, насыщенной раствором неэлектролита: увеличение значений коэффициентов теплопроводности, осмоса и- термоосмоса мерзлых пористых сред вблизи температуры начала замерзания есть следствие движения льда относительно минерального каркаса.

3. Результаты исследования тепломассообменных свойств бипористой среды, насыщенной, раствором. электролита: наличие льда в. пористой', среде значительно1 усиливает его термоэлектрополяризационные свойства и-ослабляет электроосмотическую способность,среды, в то время, как значение потокового потенциала слабо зависит от содержаншгльда в пористой среде.

41 Результаты, экспериментальных исследований" тепломассообменных свойств водонасыщенной« пористой керамики: с* включением^ льда:, показано,-что измеренные коэффициенты* переноса, близки по-величине-к расчетным;, обнаружена слабая' зависимость величин коэффициентов' от температуры в. диапазоне -0,01 ^--0,05град. Цельсия; подтверждена выполнимость принципа взаимности^ Онзагера для систем с фазовыми' переходами. Сравнительный анализ экспериментальных и теоретических' исследований показывает, что незамерзшая-вода'между льдом, и поверхностью минерала выполняет двоякую роль: с одной-стороны, уменьшает скорость.движения льда и, как следствие, снижает массоперенос воды в твердой фазе, с другой стороны, служит дополнительным водотоком,, тем самым, повышая- массоперенос в жидкой фазе.

Личный вклада соискателя. Основные результаты по теме диссертации получены лично автором.

Губернатора Тюменской области 2007 г. "Режеляционный способ очистки воды"; Губернской Академии 2007, 2008 гг.

Заключение Диссертация по теме "Инженерная геология, мерзлотоведение и грунтоведение", Колунин, Владимир Сергеевич

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В настоящей работе представлена теоретическая модель мерзлой бипористой среды, исследованы ее тепломассообменные свойства и показана роль режеляционного движения льда в процессах тепломассообмена. Проведено сравнение выводов теории с экспериментальными данными. Основные результаты и выводы проделанной работы представлены ниже.

1. Для! понимания роли льда в тепломассообменных процессах в дисперсных средах и; в частности, вг мерзлых и промерзающих грунтах предложена модель бипористой среды, на основе которой изучены свойства двух" систем: мелкопористой среды с включениями льда и льда с мелкопористыми' частицами. Установлено, что вследствие- движения льда относительно каркаса пористой среды законы,переноса имеют общий вид, т.е. потоки тепла и массы линейно выражаются через всю совокупность' термодинамических сил: градиенты, температуры, давления' жидкости, концентрациюфаствора и электрического потенциала. По лучен явный вид коэффициентов переноса и подтверждена выполнимость принципа взаимности Онзагера для систем-с фазовыми переходами.

2. Изучением тепломассообменных свойств бипористых сред, насыщенных раствором неэлектролита, показано, что» возрастание значения коэффициента теплопроводности мерзлой* породы, по сравнению- с коэффициентом теплопроводности талой, а также значительное увеличение величин термоосмотического и осмотического коэффициентов есть следствие движения льда относительно минерального каркаса пористой среды.

3. Изучение тепломассообменных свойств бипористых. сред, насыщенных раствором электролита, подтвердило значимость движения- льда на их термоэлектрические свойства. Электроосмос, потоковый потенциал, термоэлектрополяризация среды становятся слабее с увеличением концентрации порового раствора. Осмотические и электроосмотические свойства мелкопористой составляющей существенно влияют на тепломассообменные свойства бипористой среды в области высоких концентраций раствора.

4. Создан экспериментальный комплекс, включающий систему измерения и обработки данных, для изучения тепломассообменных свойств мерзлых пористых сред с высоким разрешением по температуре. Найдены коэффициенты переноса водонасыщенного образца керамики с включением льда в диапазоне температуры -0,05 0 С. Величины коэффициентов уменьшаются с понижением температуры образца. На графике зависимости недиагональных коэффициентов от температуры наблюдается слабый максимум вблизи температуры -0,02 С. Сравнительный анализ данных эксперимента с теоретическими расчетами показывает, что наиболее вероятная причина их отличия - незамерзшая вода между льдом и поверхностью твердого тела, которая играет двоякую роль. С одной стороны, гидросопротивление пленки незамерзшей воды тормозит движение льда, уменьшая массоперенос в фазе льда, с другой, наличие незамерзших каналов увеличивает долю массопереноса через среду в жидкой фазе.

Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Колунин, Владимир Сергеевич, Тюмень

1. Аникин Г.В., Поденко Л.С., Феклистов В.Н. Тепломассоперенос в вертикальном парожидкостном сифоне // Криосфера Земли, 2009, Т. 13, №3, 54-58.

2. Антропов Л.И. Теоретическая электрохимия. М;, Высшая школа, 1984, 520с.

3. Артеменко А.И., Малеванный В.А., Тикунова И.В. Справочное руководство по химии. Москва, Высшая школа, 1990, 304с.

4. Бардзокас Д.И., Зобнин А.И. Математическое моделирование физических процессов в композиционных материалах периодической структуры. М., УРСС, 2003, 376с.

5. Берд Р., Стьюарт В., Лайтфут Е. Явления переноса. М., Химия, 1974, 688с.

6. Бровка^ Г.П. Тепло- и массоперенос в природных' дисперсных системах при промерзании. Минск, изд., Навука i тэхшка, 1991,„195с.

7. Бэр Я., Заславски Д., Ирмей С. Основы фильтрации воды. М., Мир, 1971, 452с.

8. Возный П.А., Чураев Н.В. Термоосмотическое течение воды в пористых стеклах. 1. Методика исследований // Коллоидный журнал, 1977, 34, 2, 264269.

9. Возный- П.А., Чураев Н.В. Термоосмотическое течение воды в пористых стеклах. 2. Результаты измерений // Коллоидный журнал, 1977, 34, 3, 438443.

10. Гегузин Я.Е., Дзюба A.C. Исследование жидких включений в кристалле каменной соли во всем температурном интервале их существования // Кристаллография, 1973, 18, 4, 813-881.

11. Гегузин Я.Е., Дзюба A.C., Кружанов B.C. Исследование поведения жидких включений в кристалле в поле температурного градиента // Кристаллография, 1975, 20, 2, 383-391.

12. Геннадиник Б.И. Теория явления вызванной поляризации. Новосибирск, Наука, 1985, 280с.

13. Гидродинамические и физико-химические свойства горных пород / под ред. H.H. Веригина / М., Недра, 1977, 272с.

14. Гидродинамические и физико-химические свойства горных пород /под ред. H.H. Веригина/ М., Недра, 1977, 272с.

15. Головко М.Д. Обзор современных математических моделей промерзающих влажных грунтов // Термодинамические аспекты механики мерзлых грунтов. М., Наука, 1988,30-45.

16. Гольдберг В.М., Скворцов Н.П. Влияние температуры и минерализации подземных вод на проницаемость глинистых водоупоров // Гидрология. Инженерная геология и строительные материалы. М., Наука, 1980, 73-77.

17. Горелик Я.Б., Колунин B.C., Решетников А.К. Простейшие физические модели криогенных явлений//Криосфера Земли, 1997, Г, 3, 19-29:

18. Горелик Я.Б., Колунин B.C. Физика и моделирование криогенных процессов в литосфере. Новосибирск, изд. СО РАН, филиал «Гео», 2002, 318с.

19. Гороновский И.Т., Назаренко Ю.П., Некряч Е.Ф. Краткий, справочник по химии. Киев, Наукова думка, 1987, 830с.

20. Гречищев С.Е., Павлов A.B., Шешин Ю:Б., Гречищева О.В. Экспериментальные закономерности формирования переохлаждения поровой влаги при объемном замерзании дисперсных грунтов // Криосфера Земли, 2004; Т.8, №4, 41-44.

21. Гречищев С.Е., Чистотинов Л.В., Шур Ю.Л. Криогенные физико-геологические процессы и их прогноз. М., Недра, 1980, 384с.

22. Де Гроот С., Мазур П. Неравновесная термодинамика. М., Мир, 1964, 456с.

23. Дерягин Б.В., Духин С.С. Применение термодинамики необратимых процессов к диффузионно- электрической теории электрокинетических явлений // Исследование в области поверхностных сил. М., Наука, 1967, 304-324.

24. Дерягин Б.В., Чураев H.B. Течение незамерзающих прослоек воды и морозное разрушение пористых тел // Коллоид, ж., 1980, 42, 5, 842-852.

25. Дерягин Б.В., Чураев Н.В., Муллер В.М. Поверхностные силы. М., Наука, 1985,398с.

26. Дульнев Г.Н., Заричняк Ю.П. Теплопроводность смесей и композиционных материалов. JL, Энергия, 1974, 264.

27. Дуров В.А., Агеев Е.П. Термодинамическая теория растворов. М!, УРСС, 2003, 246с.

28. Евстратова К.И., Купина H.A., Малахова Е.Е. Физическая и коллоидная химия. М., Высшая школа, 1990, 488с.

29. Ершов Э.Д. Влагоперенос и криогенные текстуры в дисперсных породах. М., Изд-во Московского ун-та, 1979, 216с.

30. Ершов Э.Д., Хрусталёв JI.H., Дубиков Г.И., Пармузин С.Ю. Инженерная геокриология. М.', Недра, 1991, 439 с.

31. Иванов В.И. К вопросу о фильтрации воды в мерзлых грунтах // Материалы по лабораторным исследованиям мерзлых' грунтов, вып. 3, М., Изд-во Академии наук СССР, 1957, 151-162. 1

32. Камке Э. Справочник по обыкновенным дифференциальным'уравнениям. М., Наука, 1971,576с.

33. Карслоу Г., Егер Д. Теплопроводность твердью тел. М., Наука, 1964, 488с.

34. Колунин B.C. Перенос воды и льда в пористых средах вблизи точки фазового перехода // Криосфера Земли. 2003а, Т. 7, № 36 С. 55-62.

35. Колунин B.C. Тепломассоперенос в пористых средах в области интенсивных фазовых переходов. Институт криосферы Земли СО РАН, Тюмень, 20036. 62с. (Деп. ВИНИТИ 18.04.03, Ж746-В2003).

36. Колунин B.C. Теплоперенос в средах с тепловыми диполями // Материалы международной конференции «Криосфера Земли как среда жизнеобеспечения», ГХущино, 2003в, с. 214.

37. Колунин B.C. Тепломассоперенос в пористой среде с ледяными включениями // Криосфера Земли, 2004а, Т.8, №4, 45-53.

38. Колу нин B.C. Тепломассоперенос в двухфазных пористых средах, насыщенных водным раствором. Институт криосферы Земли СО РАН. Тюмень. 20046. 84с. (Деп. ВИНИТИ 26.02.04, №347-В2004).

39. Колунин B.C. Теплопроводность льда с пористыми частицами // Материалы международной конференции «Криосфера нефтегазоносных провинций», Тюмень, 2004в, с. 136.

40. Колунин B.C. Теплопроводность льда с пористыми частицами»// Криосфера Земли, 2005а, Т.9, №4, 34-41.

41. Колунин B.C. Процессы переноса в пористых средах, насыщенных водным раствором электролита и содержащих лед. Институт криосферы Земли СО РАН. Тюмень. 20056. 46с. (Деп. ВИНИТИ 31.05.05, №780-В2005).

42. Колунин B.C., Колунин A.B. Тепломассообменные свойства бипористых материалов, содержащих лед. Институт криосферы Земли СО РАН. Тюмень. 20086. 61с. Деп. ВИНИТИ 05.08.1, №664-В2008).

43. Колунин B.C., Колунин A.B., Писарев. А.Д. Бипористая среда как модель мерзлого грунта // Материалы международной конференции «Криогенные ресурсы полярных и горных регионов. Состояние и перспективы инженерного мерзлотоведения», Тюмень, 2008, 402-403.

44. Колунин B.C., Колунин A.B. Термоэлектрополяризация льда с пористыми частицами. II. Механизм двойного электрического слоя // Криосфера Земли, 2009, Т. 13, № 3, 40-48.

45. Колунин B.C., Колунин A.B., Писарев А.Д. Тепломассоперенос через водонасыщенную керамику с включением льда под действием различныхтермодинамических сил. 1. Градиент давления жидкости // Криосфера Земли, 2011, Т. 15, № 3, в печати.

46. Колунин B.C., Колунин A.B., Писарев А.Д. Вклад движения льда в тепломассообменные свойства пористых сред // Криосфера Земли, 2011, Т. 15, № 4. в печати.

47. Комаров И.А. Термодинамика и тепломассообмен в дисперсных мерзлых породах. М., Научный мир, 2003, 608с.

48. Кошкин Н.И., Ширкевич М.Г. Справочник по элементарной физике. М., Наука, 1976, 256с.

49. Кутателадзе С.С. Основы теории теплообмена. М., Атомиздат, 1979, 416с.

50. Кутателадзе С.С. Теплопередача и гидродинамическое сопротивление. М., Энергоатомиздат, 1990, 368с.

51. Ландау Л.Д., Лифшиц Е.М. Статистическая физика. М., Наука, 1964, 568с.

52. ЛевичВ.Г. Физико-химическая гидродинамика. М., Физматгиз, 1959, 700с.

53. Леммлейн Г.Г. Перемещение жидкого включения в кристалле в направлении к источнику тепла // Доклады АН СССР, 1952, 85, 2, 325-328.

54. Микростроение мерзлых пород. Под. ред. Э.Д. Ершова. М., изд. Московского университета, 1988, 183с.

55. Мищенко К.П., Полторацкий Г.М. Вопросы термодинамики и строения водных и неводных растворов электролитов. Л., Химия, 1968, 352с.

56. Нигматулин Р.И. Динамика многофазных сред. 4.1. М., Наука, 1987, 464с.

57. Основы геокриологии. Часть 1. Физико-химические основы геокриологии. М., Изд-во Московского ун-та, 1995, 368с.

58. Пехович А.И., Жидких В.М. Расчеты теплового режима твердых тел. Л., Энергия, 1976, 352с.

59. Пригожин И., Дефэй Р. Химическая термодинамика. Новосибирск, Наука, 1966,510с.

60. Разбегин В.Н. Термодинамические аспекты механики мерзлых грунтов. М., Наука, 1983, 104с.

61. Рельтов Б.Ф., Новицкая H.A. Осмотические явления в связных грунтах при неравномерном их засолении // Известия ВНИИ гидротехники, 1954, т.51, 94- 122.

62. Робинсон Р., Стоке Р. Растворы электролитов. М., изд., Иностранная литература, 1963, 646с.

63. Савельев Б.А. Физико-химическая механика мерзлых пород. М., Недра, 1989, 216с.

64. Сергеев Е.М., Голодковская Г.А., Зиангиров P.C., Осипов В.И., Трофимов В.Т. Грунтоведение. М., изд. Московского университета, 1971, 596с.

65. Стромберг А.Г., Семченко Д.П. Физическая химия. М., Высшая школа, 1988, 496с.

66. Теплофизические свойства горных пород. М., Изд-во Московского ун-та, 1984, 204с.

67. Термопары. Номинальные статические характеристики. ГОСТ Р8.585-2001, М., Госстандарт России, 2002, 78с.

68. Тютюнов И.А., Нерсесова З.А. Природа миграции воды в грунтах при промерзании и основы физико-химических приемов борьбы с пучением. М., Изд-во Академии наук СССР, 1963, 158с.

69. Фазовый состав влаги в мёрзлых породах. Под. ред. Э.Д. Ершова. М., изд-во Московского университета, 1979, 192с.

70. Фридрихсберг Д.А. Курс коллоидной химии. Л., Химия, 1984, 368с.

71. Фролов А.Д. Электрические и упругие свойства мерзлых пород и льдов. Пущино, ОНТИ ПНЦ РАН, 1998, 516с.

72. Хаазе Р. Термодинамика необратимых процессов. М., Мир, 1967, 544с.

73. Цытович H.A. Механика мерзлых грунтов. М., Высшая школа, 1973, 448с.

74. Чеверев В.Г. Природа криогенных свойств грунтов. М., Научный мир, 2004, 234с.

75. Чернов A.A. О движении включения в твердом теле // ЖЭТФ, 1956, 31, 4(10), 709-710.

76. Чувилин Е.М., Смирнова О.Г. Миграция химических элементов в мерзлых породах // Материалы первой конференции геокриологов России, книга 2. М., Изд-во Московского ун-та, 1996, 116-129.

77. Чураев Н.В. Физико-химия процессов массопереноса в пористых телах. М., Химия, 1990, 272с.

78. Шавлов А.В. Лед при структурных превращениях. Новосибирск, Наука, 1996, 188с.

79. Шорин С.Н. Теплопередача. М., Высшая школа, 1964, 492с.1

80. Эткинс П. Физическая химия. Т.2. М., Мир, 1980, 584с.

81. AD7794 data sheet, Analog Devices Inc., 2006, www.analog.com.

82. Bear J. Dynamics of fluids in porous media. Am. Elsevier Publishing Co., New York, 1972, 764p.

83. Bellucci F., Drioli E., Surama- F.G., Gaeta F.S., Mita D.G., Pagliuca N. Thermodialysis of non-ideal aqueous solutions. An experimental study. // J. Chem. Soc., Faraday Trans. 2, 1979, 75, 247-260.

84. Black P.B., Miller R.D. Hydraulic conductivity and unfrozen water content of airfree frozen silt // Water Resour. Res., 1990, 26, 2, 323-329.

85. Bottomley J.Th. Melting and regelation of ice // Nature, 1872, N5, 185-185.

86. Brouchkov A. Salt and water transfer in frozen soil induced by gradient of temperature and salt content// Permafrost Periglac. Processe., 2000, 11, 153-160.

87. Burt T.P., Williams P.J. Hydraulic conductivity in frozen soils // Earth Surface Processes, 1976, 1, 349-360.

88. Carnahan C.L. Thermodynamic coupling of heat and matter flows in near-field regions of nuclear waste repositories // Mat. Rec. Soc. Symp. Proc., 1984, V.26, 1023-1030.

89. Carnahan C.L. Thermal osmosis near a buried heat source // Int. Comm. Heat Mass Transfer, 1986, 13, 659-664

90. Cheverev V.G., Vidyapin I.Y. The. hydraulic conductivity of freezing .saline soils // Proc. 8th Int. Conf. on Permafrost, 21-25 July 2003, Zurich, Switzerland/ M.

91. Philips, S.M. Springman, L.U. Arenson, Eds. Taylor & Francis. - 2003. - P. 135- 137.

92. Chuvilin E.M. Migration of ions of chemical elements in freezing and frozen soils //

93. Polar Record, 1999, 35, 192, 59-66. Colbeck S.C., Parssinen N. Regelation and the deformation of wet snow // J.

94. Glaciology, 1978, 21, 85, 639-650. Dirksen C. Thermo-osmosis through compacted saturated clay membranes // Soil

95. Sci. Soc. Amer. Proc., 1969, 33, 6, 821-826. Faraday M. Note on regelation // Proc. Royal Soc. London, 1860, vol. 10, 440-450 Drake L.D., Shreve R.L. Pressure melting and regelation of ice by round wires //

96. Geololgy, 1981, 18, 225-229. Frank F.C. Regelation. A supplementary notes // Phil. Mag., 1967, 16, 8', 12671274.

97. Gilpin R.R. A model for the prediction of ice lensing and frost heave in soils // Water Resour. Res., 1980, 16, 5, 918-930.

98. Gilpin R.R. Wire regelation at low temperatures // J. Colloid Interface Sci. 1980, 77, 2, 435-448.

99. Goldstein W.E., Verhoff F.H. An investigation of anomalous osmosis andthermoosmosis // AIChE J., 1975, 21, 2, 229-238. Gray D.H., Mitchell J.K. Fundamental aspects of electro-osmosis in soils // J. Soil

100. Mech. Foundations Div., Proc. ASCE, 1967, 93, 6, 209-236. Groenevelt P.H., Kay B.D. On the interaction of water and heat transport in frozen and unfrozen soils: II. The liquid phase // Soil Sci. Soc. Amer. Proc., 1974, 38, 3, 400-404.

101. Kay B.D., Groenevelt P.H. On the interaction of water and heat transport in frozenand unfrozen soils: Basic theory; The vapor phase // Soil Sci. Soc. Amer. Proc., 1974, 38, 3, 395-400.

102. Heat Mass Transfer, 1972, 15,5, 1057-1066. Hanley T.O'D., Rao S.R. Freezing potentials in wet clayes. I. Early results // Cold

103. Regions Sci. Technology, 1980, 3, 163-168. Harrison J.D. Measurement of brine droplet migration in ice // J. Appl. Phys., 1965, • 36, 12,3811-3815.

104. Hoekstra P., Miller R.D. On the mobility of water molecules in the transition layer between ice and a solid surface // J. Colloid Interface Sci., 1967, 25, 166-173.

105. Horiguchi K., Miller R.D. Experimental studies with frozen soil in an «ice sandwich» permeameter // Cold Regions Science Technol., 1980, 3, 177-183.

106. Horiguchi K., Miller R.D. Hydraulic conductivity functions of frozen materials // Permafrost. Proc. Fourth Int. Conf., Fairbanks, Alaska, 17-22 July 1983. National Academy Press, Washington, D.C., 1983, 504-508.

107. Horseman S.T., Higgo J.J.W., Alexander J., Harrington J.F. Water, gas and solute movement through argillaceous media // Report CC-96/1, Nuclear Energy Agency, 1996, 290p.

108. Hynninen T., Heinonen V., Dias C.L., Karttunen M., Foster A.S., Ala-Nissila- T. Cutting Ice: Nanowire Regelation // Phys. Rev. Lett., 2010, 105, 086102, 4p.

109. Jellinek H.H.G., Ibrahim S.H. Sintering of powdered ice // J. Colloid Interface Sci. 1967. 25. 245-254.

110. Katchalsky A., Curran P.F. Nonequilibrium thermodynamics in biophysics. Cambridge, Massachusetts, Harvard University Press, 1965, 248p.

111. Kamb W.B., LaChapelle E.R. Direct observation of the mechanism of glacier sliding over bedrock//J. Glaciol. 1964, 5, 159-179.

112. Kay B.D., Groenevelt P.H. On the interaction'of water and heat transport in frozen and unfrozen soils: Basic theory; The vapor phase // Soil Sci. Soc. Amer. Proc., 1974,38, 3,395-400.

113. Kay B.D., Perfect E. State of the art: Heat and,mass transfer in freezing soils // Proc. 5th Int. Symp. on Ground Freezing. 1988. 3-21.

114. Keijzer J.S., Kleingeld P.J., Loch J.P.G. Chemical osmosis in compacted clayey material and the prediction of water transport // Eng. Geology, 1999, 53, 151-159.

115. Keijzer J.S., Loch J.P.G. Chemical osmosis in compacted dredging sludge // Soil Sci. Soc. Amer. J., 2001, 65, 1045-1055.

116. Kemper W. D., Rollins J. B. Osmotic efficiency coefficients across compacted clays // Soil Science Society of America Proceedings, 1966, 30, 529-534.

117. Ketcham W.M., Hobbs P.V. An experimental determination on the surface energies of ice // Phil. Mag., 1969, 19, 1161-1173.

118. Kharaka Y.K., Smalley W.C. Flow of water and solutes through compacted clays // Amer. Assoc. Petr. Geol. Bull., 1976, 60, 6, 973-980.

119. Kingery W.D. Regelation, surface diffusion, and ice sintering // J. Appl. Physics, 1960,31,833-838.

120. Kolunin V.S. Water and ice transfer in porous media near the phase transition point // Proc. 8th Int. Conf. on Permafrost, 21-25 July 2003, Zurich, Switzerland/ M. Philips, S.M. Springman, L.U. Arenson, Eds. Taylor- & Francis. - 2003. - P. 573-578!

121. Kolunin V.S. Heat and mass.transfer in porous media with ice inclusions near the freezing-point // Int. J. Heat Mass Transfer, 2005, 48, 6, 1175-1185r

122. Kolunin V.S., Kolunin A.V. Heat and mass transfer in saturated porous media with ice inclusions // Int: J. Heat Mass Transfer, 2006, 49, 6, 2514-2522.

123. Kolunin V.S., Kolunin A.V. Electrical cross-effects in porous media with ice inclusions. I. Diffusion mechanism.// Int. J. Heat Mass Transfer, 2009a, 52, 7-8, 1627-1634.

124. Mader H.M. Observation of the water-vein system in polycrystalline ice // J. Glaciol., 1992, 38, 130, 333-347.

125. Malusis M.A., Shackelford C.D., Olsen H.W. A laboratory apparatus to measure chemico-osmotic efficiency coefficients for clay soils // Geotechnical Testing Journal, 2001, 24, 3, 229-242.

126. Malusis M.A., Shackelford C.D., Olsen H.W. Flow and transport through clay membrane barriers // Eng. Geology, 2003, 70, 235-248

127. Malusis M.A., Shackelford C.D. Explicit and implicit coupling during solute transport through clay membrane barriers // J. Contam. Hydrology, 2004, 72, 259285.

128. Meerburg J.H. On the motion of a metal wire through a piece of ice // Huygens Institute Royal Netherlands Academy of Arts and Sciences (KNAWS), Proceedins, 9 II, 1906-1907, Amsterdam, 1907, 718r726.

129. Meerburg J.H. On the motion of a metal wire through a piece of ice // Huygens Institute Royal Netherlands Academy of Arts and Sciences (KNAWS), Proceedins, 11, 1908-1909, Amsterdam, 1909, 886-890.

130. Mengual J.I., Garcías López F., Fernández-Pineda С. Permeation and thermal osmosis of water through cellulose acetate membranes // J. Membrane Sci., 1986, 26, 2,211-230/

131. Miller D.G. Thermodynamics of irreversible processes. The experimental verification of the Onsager reciprocal relations // Chem. Rev., 1960, 60, 1, 15-37.

132. Miller D.G. Ternary Isothermal Diffusion and the Validity of the Onsager Reciprocity Relations // J. Phys. Chem., 1959, 63, 4, 570-578.

133. Miller R.D. Ice sandwich: functional semipermeable membrane // Science, 1970, 169, 584-585.

134. Miller R.D. Frost heaving in non-colloidal soils // Permafrost. Proc. 3rd Int. Conf., Edmonton, Alberta, Canada, 10-13 July 1978. V.l. Ottawa: Nat. Res. Coun. Canada. 1978, 708-713.

135. Miller R.D., Loch J.P.G., Bresler E., Transport of water and heat in a frozen permeameter// Soil Sci. Soc. Amer. J., 1975, 39, 1029-1036.

136. Nunn K.R., Rowell D.M. Regelation experiments with wires // Phil. Mag., 1967, 16, 8; 1281-1283.

137. Nye J.F. Theory of regelation // Phil. Mag., 1967, 16, 8, 1249-1266.

138. Nye J.F. Glacier sliding without cavitation in a linear viscous approximation //

139. Proceedings of Royal Society. London, 1970, A315, 1522, 381-403. O'Neill K. The physics of mathematical frost heave models: A review // Cold

140. Regions Science and Technology, 1983, 6, 3, 275-291. O'Neill K., Miller R.D. Exploration of a rigid ice model of frost heave // Water

141. Resour. Res., 1985, 21, 3 281-296. Olsen H. W. Liquid movement through kaolinite under hydraulic, electric, and osmotic gradients // The American Association of Petroleum Bulletin, 1972, 56, 10, 2022-2028.

142. Olsen H. W. Simultaneous fluxes of liquid and charge in saturated kaolinite // Soil

143. Sci. Soc. Amer. Proc., 1969, 33, 338-344. Onsager L. Reciprocal relations in irreversible processes. I // Phys. Review, 1931a,37, 4, 405-426.

144. Onsager L. Reciprocal relations in irreversible processes. II // Phys. Review, 1931b,38, 12, 2265-2279.

145. Ornstein L.S. On the motion of a metal wire through a lump of ice // Huygens Institute Royal Netherlands Academy of Arts and Sciences (KNAWS), Proceedins, 8 II, 1905-1906, Amsterdam, 1906, 653-659.

146. Pagliuca N., Mita D.G., Gaeta F.S. Isothermal and non-isothermal water transport in porous membranes. I. The power balance // J. Membrane Sci., 1983, 14, 1,31 -57.

147. Pagliuca N., Bencivenga U., Mita D.G., Perna G., Gaeta F.S. Isothermal and non-isothermal water transport in porous membranes. II. The steady state balance // J. Membrane Sci., 1987, 33, 1, 1 25.

148. Perfect E., Williams P.J. Thermally induced water migration in frozen soils // Cold' Regions Science-Technol., 1980, 3, 101-109.

149. Perkins T.K., Johnston ChC. A review of diffusion and dispersion in porous media // J. Society of Petrol. Engrs., 1963, 3, 1, 70-84.

150. Rao S.R., Hanley T.O'D. Freezing potentials in wet clayes. II. Specific systems // Cold Regions Sci. Technology, 1980, 3, 169-175:

151. Romkens M.J.M., Miller R.D. Migration of mineral particles in ice with a temperature gradient//J. Colloid Interface Sci. 1973, 42, 1, 103-111.

152. Saffman P.G. A theory of dispersion in porous, medium- // J. Fluid Mech., G.B., 1959, 6,3,321-349.

153. Saffman P.G. Dispersion* due to molecular diffusion and macroscopic mixing in flow through a network of capillaries // J. Fluid Mech., G.B., 1960, 7, 2, 194-208.

154. Shackelford C. D. Laboratory diffusion testing for waste disposal. A review // Journal of Contaminant.Hydrology, 1991, 7, 3, 177-217.

155. Shreve R.L. Glacier sliding at subfreezing temperatures // J. Glaciology, 1984, 30, 106, 341-347.

156. Soler J.M. Coupled transport phenomena in the Opalinus clay: implications for radionuclide transport // PSI Bericht Nr. 99-07, Waste Management Laboratory, 1999,- 62p.

157. Soler J.M. The effect of coupled transport phenomena in the Opalinus clay and implications for radionuclide transport//J. Contam. Hydrology, 2001, 53, 63-84.

158. Srivastava R.C., Abrol LP. Cross phenomenological coefficients in clay-water systems: studies on thermo-osmosis // Indian J. Chem., 1969, 7, 11, 1121-1124.

159. Srivastava R.C., Avasthi P.K. Non-equilibrium thermodynamics of thermo-osmosis of water through kaolinite // J. Hydrology, 1975, 24, 111-120.

160. Srivastava R.C., Jain A.K. Non-equilibrium thermodynamics of electro-osmosis of water through composite clay membranes. 1. The parallel arrangement // J. of Hydrology, 1975a, 25, 3-4, 307-324.

161. Srivastava R.C., Jain A.K. Non-equilibrium thermodynamics of electro-osmosis of water through composite clay membranes. 2. The series arrangement //, J. of Hydrology, 1975b, 25, 3-4, 325-337.

162. Srivastava R.C., Jain A.K. Non-equilibrium thermodynamics of electro-osmosis of water through composite clay membranes. 3. The electro-kinetic energy conversion//J. of Hydrology, 1975c, 25, 3-4, 339-351.

163. Stehle N.S. Migration of bubbles in ice under a temperature gradient // Int. Conf. on Low Temperature Sci. Conf. on Physics of Snow and Ice. The Institute of Low Temperature Science, Hokkaido, University, Sapporo, Japan, 1966, 219-232.

164. Taylor G. Dispersion of soluble matter in solvent flowing slowly through a tube // Proc. Roy. Soc., 1953, A219, 186-203.

165. Taylor G. The dispersion of matter in turbulent flowing through a pipe // Proc. Roy. Soc, 1954, A223, 446-468.

166. Telford J.W, Turner J.S. The motion of a wire through ice // Phil. Mag, 1963, 8, 527-531.

167. Townsend D.W, Vickery R.P. An experiment in regelation // Phil. Mag, 1967, 1*8, 8, 1275-1280.

168. Thomson J. On recent theories and experiments regarding ice at or near its melting-point // Proc. Royal Soc. London, 1860, vol. 10, 152-160

169. Tozulca S, Wakahama G. Studies on regelation. 1. Flow of heat in the regelation process// J. Phys. Chem, 1983, 87, 4147-4150.

170. Tozulca S, Wakahama G. Studies on regelation. 2. Effect of temperature on the motion of a wire through ice // J. Phys. Chem, 1983, 87, 4151-4154.

171. Trodahl H.J., Wilkinson S.O.F., McGuinness M.J., Haskell T.G. Thermal conductivity of sea ice; dependence on temperature and depth // Geophys. Res. Lett., 2001,28, 7, 1279-1282.

172. Tyndall J., Huxsley T.H. Observations on glaciers // Proc. Royal Soc. London, 1857, vol. 8, 331-338.

173. Van Gassen W., Sego D.C. Electro-osmosis in a frozen soil // Cold Regions Science Technol., 1991, 19, 253-259.

174. Vinlc H., Chishti S.A.A. Thermal osmosis in liquids // J. Membrane Sci., 1976, 1, 149-164.

175. Walder J.S. Motion of sub-freezing ice past paticles, with applications to wire regelation and frozen soils // J. Glaciology, 1986, 32, 112, 404-414.

176. Wettlaufer J. S. Ice surfaces: macroscopic effects of microscopic structure // Phil. Trans. Royal Society. London, 1999, A357, 3403-3425.

177. Whitworth T.M., Chen Gu Hyperfiltration-induced precipitation of sodium chloride // Tech. Compl. Report N01423959, New Mexico Water Resources Research Institute, 2001, 35p.

178. Williams P.J., Burt T.P. Measurement of hydraulic conductivity of frozen soils // Can. Geotech. J., 1974, 11, 647-650.

179. Wood J.A. Role of irreversible thermodynamics and rheology in the regelation-flow phenomenon // Cold Regions Science Technol., 1990, 18, 133-135.

180. Yeung A.T. Coupled flow equations for water, electricity and ionic contaminants through clayey soils under hydraulic, electrical and chemical gradients. J. Non-Equilib. Thermodyn., 1990, 15, 3, 247-267.

181. Yeung A.T., Mitchell J.K. Coupled fluid, electrical and chemical flows in soil // Geotechnique, 1993,43, 1, 121-134.

Информация о работе

Колунин, Владимир Сергеевич
доктора геолого-минералогических наук
Тюмень, 2011
ВАК 25.00.08

Диссертация

Моделирование тепломассообменных процессов в мерзлых породах с подвижной ледовой компонентой - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Похожие работы