Особенности гидротермического режима слоя сезонного протаивания крупнообломочных склоновых отложений в весенне-летний период

Банцекина, Татьяна Викторовна

Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Особенности гидротермического режима слоя сезонного протаивания крупнообломочных склоновых отложений в весенне-летний период
ВАК РФ 25.00.08, Инженерная геология, мерзлотоведение и грунтоведение

Автореферат диссертации по теме "Особенности гидротермического режима слоя сезонного протаивания крупнообломочных склоновых отложений в весенне-летний период"

На правах рукописи

Банцекина Татьяна Викторовна

Особенности гидротермического режима слоя сезонного протаивания крупнообломочных склоновых отложений в весенне-летний период (на примере верхнеколымского нагорья)

Специальность 25.00.08 - инженерная геология, мерзлотоведение и грунтоведение

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата географических наук

Якутск - 2003

Работа выполнена в Северо-Восточной научно-исследовательской станции ордена Трудового Красного Знамени Института мерзлотоведения им. академика П.И.Мельникова СО РАН

Научные руководители: доктор геолого-минералогических наук,

профессор Георгий Захарович Перлынтейн

кандидат географических наук Владимир Матвеевич Михайлов

Официальные оппоненты: доктор географических наук

Павлов Александр Владимирович

кандидат географических наук Климовский Игорь Владимирович

Ведущая организация-. географический факультет

Московского государственного университета им. М.В.Ломоносова

Защита состоится 7 октября 2003 г. в 9 часов на заседании диссертационного совета Д.003.25.01 при Институте Мерзлотоведения СО РАН по адресу: 677010, Якутск, 10, Институт мерзлотоведения.

С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке Института Мерзлотоведения СО РАН.

Отзывы на автореферат в двух экземплярах, заверенные печатью учреждения, просьба направлять по вышеуказанному адресу ученому секретарю диссертационного совета, к.г.н. Марку Михайловичу Шацу. Fax: (4112)-33-44-76

Автореферат разослан 4 сентября 2003 г.

Ученый секретарь диссертационного совета,

Шац М.М.

к.г.н

¿¿>05 20 4 ОС

ОБЩАЯ ХАРАКТЕРИСТИКА РАБОТЫ

Актуальность темы. Склоновые крупнообломочные отложения, не содержащие мелкодисперсного заполнителя, широко распространены в гольцовом поясе горных районов криолитозоны. Способность таких грунтов концентрировать весной талые воды в виде инфильтрационного и инфиль-трационно-натечного льда общеизвестна. Процессы его намерзания и вы-таивания в значительной мере определяют структуру теплового и водного баланса сезонноталого слоя (СТС). Надмерзлотный сток, формирующийся при сезонном протаивании отложений, является одной из главных составляющих водного баланса горных территорий. В течение всего теплого периода он оказывает значительное воздействие на гидрологический и термический режим малых водотоков гольцового пояса, а в межень зачастую служит единственным источником их питания.

Изучению крупнообломочных грунтов без мелкодисперсного заполнителя посвящена обширная отечественная и зарубежная научная литература. При этом основное внимание обычно уделяется таким аспектам рассматриваемой проблемы, как состав и строение отложений, их теплофизичес-кие свойства, механизм и скорость перемещения крупнообломочного чехла на склонах, генезис, классификация и региональные закономерности распространения курумов.

Тепловое состояние СТС крупнообломочных отложений, динамика его протаивания и закономерности тепломассопереноса в толще курумов и осып-ных склонов, в значительной мере определяемые климатическими, геоморфологическими и гидрологическими процессами на поверхности Земли, освещены менее детально и глубоко. Детальные наблюдения за водным и тепловым режимом СТС крупнообломочных склоновых отложений носят единичный и кратковременный характер, практически отсутствуют сведения о сезонной динамике их льдистости.

Эти аспекты рассматриваются более глубоко и подробно при исследованиях инженерных объектов, однако искусственные насыпные сооружения обладают рядом существенных отличий, которые ограничивают возможность распространения полученных результатов на естественные склоновые образования.

Цель работы заключается в выявлении основных закономерностей формирования водного и теплового режимов сезонноталого слоя крупнообломочных склоновых отложений в горных районах криолитозоны.

Исследования включали решение следующих конкретных задач:

разработка методики полевых стационарных наблюдений, выбор и оборудование участка;

РОС

Х.'!ЬНАЯ

2Со4*РК

1-м МЕКА С-Пчсрбург

детальное изучение термического режима СТС осыпных склонов в течение всего времени образования и вытаивания инфильтрационного и инфильтрационно-натечного льда;

исследование структуры водного баланса осыпных склонов и ее связи с динамикой льдистости сезонноотгаивающих отложений;

количественная оценка удельной мощности распределенных тепловых источников в изучаемых отложениях и ее временной динамики по результатам температурных наблюдений и численного анализа.

Методы исследования и фактический материал. В основу работы положены результаты комплексных полевых исследований гидротермического режима СТС крупнообломочных склоновых отложений, проведенных в течение весенне-летних периодов 1997-2001 гг. на экспериментальном участке, оборудованном на территории Колымской воднобалан-совой станции КУГМС (Верхнеколымское нагорье). Они включали в себя детальное изучение строения СТС, непрерывную регистрацию температуры грунтов, водобалансовые, метеорологические и гидрологические режимные наблюдения. Исследования проводились по госбюджетной теме 5.2.6.1 ИМЗ СО РАН «Пространственно-временные закономерности распространения, развития мерзлых пород, льдов, криогенных процессов и явлений», а также по проекту РФФИ № 97-05-65124 «Количественные закономерности процессов накопления и вытаивания гольцового льда, их влияние на гидротермический режим склонов и формирование стока в верхних звеньях речной сети (на примере Северо-Востока России)».

При проведении натурных исследований и обработке результатов применялся комплекс стандартных методов. В ходе водобалансовых наблюдений для измерений приходной составляющей использовались лизиметры оригинальной конструкции.

Для количественной оценки удельной мощности внутренних тепловых источников СТС была разработана методика, основанная на сравнении результатов компьютерного моделирования и режимных термометрических наблюдений в естественных условиях.

Научная новизна.

1. Впервые получены подробные данные о гидротермическом режиме СТС осыпных склонов в течение всего периода протаивания;

2. Выявлены основные характерные черты динамики накопления и вытаивания льда в сезоннопротаивающем слое крупнообломочных склоновых отложений.

3. Усовершенствована методика изучения водного баланса и динамики льдистости отложений щебнисто-глыбового состава.

4. Впервые сделана количественная оценка вклада воды, образующейся при вытаивании льда СТС, в подземную составляющую стока малых горных водотоков. Показано, что в условиях Верхнеколымского нагорья внутригрунтовая конденсация водяного пара не играет заметной роли в формировании надмерзлотного стока.

5. На основе результатов режимных термометрических наблюдений и численного анализа процессов тепломассообмена в СТС крупнообломочных склоновых отложений получены количественные оценки удельной мощности распределенных тепловых источников, которые действуют наряду с кондуктивным теплопереносом, а также характеристики их суточного и сезонного хода.

Основные положения, выносимые на защиту.

1. Динамика температурного профиля СТС крупнообломочных отложений в весенне-летний период в большой мере определяется процессами накопления и вытаивания внутригрунтового льда. В соответствии с их характером, этот период разделяется на пять последовательных стадий, качественно различных по особенностям тепломассопереноса в грунтовой толще и условиям формирования ее температурного поля.

2. Вытаивание льда из профиля СТС крупнообломочных склоновых отложений, наравне с атмосферными осадками, является определяющим фактором при формировании надмерзлотного склонового стока в условиях гольцового пояса Верхнеколымского нагорья.

3. В тепловом балансе СТС крупнообломочных склоновых отложений, не имеющих заполнителя, значительную роль играют внутренние распределенные источники тепла, обусловленные разнонаправленными процессами фазовых переходов лед-вода (возможно, также и вода-пар). Выделенные ранее стадии различаются по временной динамике удельной мощности этих источников как в количественном, так и в качественном отношениях.

Практическое значение. Полученные результаты могут быть распространены практически на все разновидности крупнообломочных отложений, не имеющих мелкодисперсного заполнителя. В первую очередь, это послужит более глубокому пониманию процессов накопления и вытаивания льда и формирования температурного режима СТС, что важно для решения многих прикладных вопросов. В частности, выявленные закономерности помогут повысить качество гидрологических прогнозов для малых и средних водотоков горных областей криолитозоны и тем самым будут способствовать разрешению сложных ситуаций на горных полигонах, сельскохозяйственных угодьях и в жилых поселках. Особое значение они могут иметь для предотвращения размывов земляного полотна дорог на склонах, сложенных крупнообломочными грунтами.

Личный вклад автора состоит в выборе и детальном геокриологическом обследовании района работ, совершенствовании конструкции наблюдательных приборов и методов полевых исследований, оборудовании экспериментального участка и проведения всего комплекса режимных наблюдений, в обработке, анализе и теоретическом обобщении полученных полевых материалов и результатов численных исследований.

Апробация работы. Основные положения диссертации обсуждались на научно-техническом совете СВ НИМС ИМЗ СО РАН, на семинаре по мерзлотоведению Института геоэкологии РАН, на расширенном заседании лабораторий Института мерзлотоведения СО РАН (подземных вод криолитозоны; геотеплофизики и прогноза; региональной геокриологии и криолитологии), а также публиковались в сборниках тезисов докладов научных конференций разного уровня (молодых ученых, Российски^ международных). По теме диссертации опубликовано 6 работ.

Структура работы. Диссертация состоит из введения, четырех глав, заключения и 6 приложений. Объем ее составляет 123 страницы, включая 24 иллюстрации и 12 таблиц. Список использованной литературы содержит 189 наименований.

Автор выражает глубокую признательность д.г.-м.н. Г.З. Перльштейну и к.г.н. В.М. Михайлову, под руководством которых выполнена диссертация, и сердечно благодарит сотрудников Северо-Восточной научно-исследовательской мерзлотной станции, помогавших при оформлении диссертации, а также работников Колымской воднобалансовой станции (КВБС) КУГМС A.B. Полякова, В.П. Полякову и H.H. Бережнова за разностороннюю бескорыстную помощь в организации полевых исследований. В обсуждении ряда положений работы принимал активное участие к.г.н. Е.Л. Бояринцев (в 1970-е гг. начальник КВБС), чьи ценные советы учтены при ее написании.

ОСНОВНОЕ СОДЕРЖАНИЕ РАБОТЫ

Во введении обоснована актуальность темы, сформулированы цель и задачи работы, показаны ее научная новизна и практическая значимость, изложены основные положения, выносимые на защиту.

В первой главе дается общая характеристика природных условий Верхнеколымского нагорья, более детальные—бассейна руч. Контактовый, на территории которого расположен экспериментальный участок, и самого экспериментального участка, а также результаты проведенных на нем исследований строения грунтов СТС и их гранулометрического состава.

Во второй главе анализируется динамика температуры грунтов СТС на экспериментальном участке совместно с результатами метеорологических наблюдений. В ходе весеннего прогрева и дальнейшего протаива-ния отложений выделены пять последовательных стадий, качественно различающихся по характеру процессов тепломассопереноса в грунтовой толще. Показано, что формирующиеся в ней две основные разновидности льда (инфильтрационная и инфильтрационно-натечная) принципиально различаются по источникам воды и «запасов холода», за счет которых они образуются, а также особенностям динамики намерзания и вытаивания.

В третьей главе изложены результаты водобалансовых наблюдений и основанных на них расчетов временной динамики среднего по площади водосбора количества льда в СТС экспериментального участка (отдельно по каждой из разновидностей, выделенных во второй главе). Получено, что в пределах экспериментального участка внутригрунтовая конденсация водяного пара не играет заметной роли формировании надмерз-лотного стока.

В четвертой главе рассматриваются результаты расчетов удельной мощности внутренних распределенных источников тепла в пределах СТС с использованием численных методов на основе режимных термометрических наблюдений. Получено, что тепловые источники, обусловленные разнонаправленными процессами фазовых переходов лед-вода-пар и конвективным движением внутрипорового воздуха, играют значительную роль в тепловом балансе СТС крупнообломочных склоновых отложений, не имеющих заполнителя. Показано, что выделенные ранее стадии качественно и количественно различаются по временной динамике удельной мощности этих источников. Сделаны количественные оценки интенсивности внутригрунтовой конденсации в протаявшей части профиля СТС.

Основному содержанию каждой из глав 2-4 предпосланы анализ изученности рассматриваемой частной проблемы и описание методики проведенных исследований.

В заключении сформулированы основные выводы работы, предложены направления дальнейших исследований.

ОСНОВНЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ И РЕЗУЛЬТАТЫ ИССЛЕДОВАНИЙ, ВЫНОСИМЫЕ НА ЗАЩИТУ

1. Динамика температурного профиля СТС крупнообломочных грунтов в весенне-летний период в большой мере определяется процессами накопления и вытаивания внутригрунтового льда. В соответствии с их характером, этот период разделяется на пять последовательных стадий, качественно различных по особенностям тепло-массопереноса в грунтовой толще и условиям формирования ее температурного поля.

Экспериментальный участок площадью 0,25 км2 расположен в верховьях руч. Морозова, первого крупного правобережного притока руч. Контактовый на территории Колымской воднобалансовой станции КУГМС. Абсолютные высотные отметки изменяются от 1175 до 1651 м. Крутизна склонов варьирует от 10 до 50 Подавляющая часть площади покрыта осыпями и осыпекурумами. Растительный покров представлен небольшими участками высокогорной альпинотипной тундры и занимает менее 1 % площади. В зависимости от растительности, наличия в разрезе мелкозема, экспозиции поверхности и т.д. глубина сезонного оттаивания варьирует от 0,7 до 2,3 м, составляя на большей части участка около 1,2 м. Сведения о гранулометрическом составе грунтов СТС экспериментального участка представлены на рис. 1. Пористость отложений в подавляющем большинстве случаев близка к 0,35. Средняя плотность обломков 2610 кг/м3.

Содержанке фракций. ° -

за 4о <■>"

Рис. 1. Гранулометрический состав отложений на экспериментальном участке (а) и схема их строения в период максимального протаивания (б): 1 - крупный щебень без заполнителя, 2 - лед.

Для детального изучения теплового режима осыпных склонов на экспериментальном участке в течение весенне-летних периодов 1999-2001 гг. проводились непрерывные наблюдения за температурами грунтов. Измерения начинались в конце апреля - начале мая, примерно за неделю до начала снеготаяния. Они проводились при помощи гирлянд гидроизолированных терморезисторов ММТ-1, установленных в перфорированных термометрических трубках с интервалом 20 см.

Регистрация сопротивлений датчиков производилась цифровыми самописцами оригинальной конструкции с точностью 10 Ом, что примерно соответствует погрешности определения температуры 0,03 °С. Интервал между сериями измерений составлял 1 час.

Типичный ход температуры в профиле СТС крупнообломочных склоновых отложений в период с первой половины мая до конца июня представлен на рис. 2. По результатам температурных наблюдений отчетливо выделяются пять стадий, принципиально различающихся временной динамикой температурного поля, которая в свою очередь определяется характером процессов тепломассопереноса в грунтовой толще.

(И

-15

11 16 21 26 31 5

15 20

Май

Июнь

4 I 1 5

Рис. 2. Динамика температуры в СТС экспериментального участка по результатам ежечасных измерений в 2000 г. на глубинах: 1 -0,1 м, 2 -0,3 м, 3 -0,5 м, 4 -0,7 м, 5-0,8 м; римскими цифрами обозначены номера стадий

Первая стадия соответствует зимне-ранневесеннему режиму и заканчивается с началом водоотдачи из снежного покрова (I на рис. 2). Лед в профиле отсутствует, поскольку крупнообломочные отложения, не содержащие заполнителя, уходят осенью под снег в воздушно-сухом состоянии. Наличие на поверхности отложений снежного покрова препятствует проникновению суточных колебаний температуры в грунтовую толщу. При этом в верхней части разреза до глубин 0,3-0,4 м температура отложений во время кратковременных похолоданий может понижаться. В целом в течение первой стадии происходит медленный прогрев СТС.

В 1999-2001 гг. температура на нижней границе сезоннопротаивающе-го слоя к началу водоотдачи из снежного покрова (обычно вторая декада мая) достигала минус 10-15 °С при среднем по профилю значении около минус 7-13 °С.

В течение второй стадии (II на рис. 2) развивается прерывистая инфильтрация талых вод из снежного покрова в рыхлую толщу (прекращающаяся в ночное время и при кратковременных похолоданиях). В условиях Верхнеколымского нагорья начало этого периода обычно приходится на вторую декаду мая, примерно совпадая с датой начала разрушения устойчивого снежного покрова. Наиболее существенной особенностью динамики температурного поля в это время является резкий, почти синхронный во всем СТС, рост температур во второй половине дня, что свидетельствует о быстром проникновении талых вод в толщу грунта вплоть до криогенного водоупора и образовании инфильтрационного, согласно терминологии Г.Ф. Грависа (1965), льда. Очевидно, что нигде в СТС полностью льдонасыщенный слой в это время не образуется. В верхней части профиля температура повышается на 3-4 °С, в середине и в нижних слоях — на 1-2 °С. В начале стадии в солнечные дни, когда максимальная температура воздуха может достигать 5-6 °С (при минимальных значениях ночью до -2 °С), такие подъемы наиболее значительны, доходя до 7-10 °С. К концу стадии, по мере общего прогрева грунта, они постепенно уменьшаются. В ночные и утренние часы, когда инфильтрация прекращается, прогрев сменяется некоторым охлаждением, в основном за счет выравнивания температур на поверхности обломков и в их внутренних частях. Его величина обычно на 0,2-1,5 °С меньше, чем подъема. Близкое к линейному понижение температуры с глубиной сохраняется в течение большей части суток (рис. 3, кривые 1 и 2).

В зависимости от погодных условий, продолжительность второй стадии может составлять от нескольких дней до 2 недель. К ее концу отрицательные температуры сохраняются во всем профиле при среднем значении около -4 °С, склоновый сток отсутствует и количество инфильтрационного льда равно количеству просочившейся в грунт воды.

-8

Температура, °С -6 -4 -2

я £

я 0.4 -

0.6 -

0.8 -

0.2 "

5 4

Л/с. 3. Распределение температуры в профиле СТС в конце второй - начале третьей стадий весной 2000 г.: 1 - 27.05, I час; 2 - 27.05, 17 часов; 3 - 27.05, 19 часов; 4 - 28.05, 9 часов; 5 - 30.05, 1 час.

Третья стадия (III на рис. 2) начинается с окончанием ночных заморозков и продолжается до полного схода снежного покрова. В это время снеготаяние и инфильтрация талых вод происходят непрерывно в течение суток. На поверхности грунта устанавливается постоянная нулевая температура. В верхних слоях СТС формируется зона, имеющая температуру от 0 до -0,5 °С при низких значениях температурного градиента (от 0 до -0,5 К/м). По мере дальнейшего прогрева мощность этой низкоградиентной зоны увеличивается, охватывая все более глубокие слои, пока ее нижняя граница не достигнет водоупорного слоя на подошве СТС.

Уже через 1-3 суток после начала третьей стадии большая часть СТС (до 90% его мощности) прогревается практически до О °С (кривые 4 и 5 на рис. 3), а количество льда, намерзшего на поверхности обломков, достигает максимальной величины. Суточный ход температуры отсутствует. Близкие к О °С температуры сохраняются здесь до полного схода снежного покрова, и инфильтрующаяся талая вода просачивается до криогенного водоупора практически без потерь, формируя надмерзлотный сток. Часть воды, стекающей по поверхности водоупора, замерзает за счет оттока тепла в подстилающую толщу многолетнемерзлых пород. Образу-

ющийся при этом инфильтрационно-натечный лед (по Г.Ф. Гравису, 1965) заполняет все поры грунта. По мере увеличения мощности льдонасыщен-ного слоя глубина залегания водоупора соответственно уменьшается. Регулярные промеры показали, что начало этого процесса близко по времени к моменту установления в нижней части СТС нулевой температуры.

Если выше по склону надмерзлотный сток начинается раньше, талые воды, стекающие по криогенному водоупору, могут достигать участков с отрицательными температурами грунта. В этом случае грунт в нижней части профиля может быстро прогреваться до -1,0-0 °С, в то время, как в середине СТС некоторое время сохраняются более низкие (от - 4,0 до -1,5 °С) температуры (кривая 3 на рис. 3). Прогрев отложений в таком случае происходит как сверху, так и снизу, его интенсивность резко увеличивается, максимальное количество инфильтрационного льда уменьшается, а инфиль-трационно-натечного - увеличивается.

С момента схода снежного покрова начинается четвертая стадия (IV на рис.2 ), в течение которой происходит вытаивание льда, ранее намерзшего в верхней и средней частях СТС. Здесь формируется зона с положительными температурами и заметным их суточным ходом. В нижележащих слоях, в низкоградиентной зоне, суточный ход практически отсутствует, близкая к нулевой температура отложений сохраняется до полного вытаивания из них льда. Образующаяся при этом вода фильтруется сквозь содержащую лед низкоградиентную зону, пополняя грунтовый сток. Во второй половине июня большая часть СТС уже имеет температуру выше 0 °С, при градиентах от 15-20 К/м в верхней части протаявшего слоя до 6-10 К/м в нижней. Мощность слоя с положительными температурами грунта к этому моменту достигает 70-90% от максимальной глубины протаивания. В зависимости от погодных условий и количества образовавшегося в течение второй и третьей стадий инфильтрационного льда продолжительность четвертой стадии в 19992001 гг. варьировала от 7 до 15 суток.

В течение пятой стадии (V на рис.2) лед в профиле сохраняется только на подошве водоупора, в полностью льдонасыщенном слое. В дальнейшем его мощность постепенно уменьшается, достигая минимума в начале осени.

Как видно из приведенных данных, рост температуры до 0 °С во всем СТС происходит преимущественно за счет тепла, выделяющегося при замерзании инфильтрующейся воды (II— начало III стадии). Количество намерзшего льда и распределение его по профилю, влияющие на динамику протаивания отложений, определяется погодными условиями во время снеготаяния, от которых зависят сроки начала инфильтрации талых вод из снежного покрова и ее интенсивность.

Раннее и бурное начало снеготаяния способствует ускоренному прогреву СТС, увеличению общего количества намерзающего льда и соответственно (при прочих равных условиях) более длительному протаива-

нию грунтов после схода снежного покрова. Напротив, затяжная весна с частыми похолоданиями приводит к тому, что к началу инфильтрации талых вод отложения успевают частично прогреться кондуктивным путем, количество намерзшего льда оказывается меньше, и протаивание происходит быстрее.

Следует подчеркнуть, что формирующиеся в грунтовой толще две основные разновидности льда (инфильтрационная и инфильтрационно-на-течная) принципиально различаются по источникам воды и «запасов холода», за счет которых они образуются, а также особенностям динамики намерзания и вытаивания.

Образование инфильтрационного льда занимает промежуток времени от начала водоотдачи из снега до прогрева всей рыхлой части СТС до О °С, то есть происходит в течение второй и третьей из выделенных стадий. Основным источником воды для этой разновидности льда служит тающий in situ снежный покров. Подавляющая часть инфильтрационного льда формируется в третьем периоде, во время непрерывной интенсивной инфильтрации воды с поверхности грунта. При этом близкая к нулю температура, устанавливающаяся на поверхности камней при замерзании воды, затрудняет теплообмен между соседними обломками, в том числе и в вертикальном направлении. После начала надмерзлотного стока теплообмен много-летнемерзлых пород с толщей вышележащих отложений полностью прекращается, вплоть до установления в ней положительных температур. Таким образом, формирование инфильтрационного льда происходит почти исключительно путем отвода тепла внутрь отдельных обломков, т. е. за счет запасов холода, накопленного в пределах СТС.

Процесс формирования инфильтрационно-натечного льда занимает существенно более длительный промежуток времени, включающий полностью третью и четвертую стадии, вплоть до смыкания повышающейся поверхности криогенного водоупора с фронтом протаивания. Инфильтраци-онно-натечный лед отличается от инфильтрационного прежде всего тем, что занимает все поровое пространство. Основным исходным материалом для него служат воды надмерзлотного стока. «Источником холода» являются подстилающие многолетнемерзлые породы.

Факторами, определяющими максимальное количество инфильтрационно-натечного льда, являются температуры ММП, коэффициент их теплопроводности, пористость нижних слоев СТС, сроки начала грунтового стока на конкретном участке, динамика протаивания вышележащей рыхлой толщи, которая зависит как от распределения в ней инфильтрационного льда, так и от погодных условий.

Изменение содержания инфильтрационного и инфильтрационно-натеч-ного льда в сезоннооттаивающих отложениях экспериментального участка изучалось методом водного баланса. Для изолированного водосбора общеизвестное уравнение удобно записать в виде:

\V4-W =\¥ (\Л

л в ос тс коно исп ст V /

где и\Ув — изменения запасов воды на водосборе, соответственно в твердой и в жидкой фазах; — количество выпавших осадков; Wmc, XV „ XV — количества воды, соответственно поступившей из та-

коно' исп ст ' *

ющего снежного покрова, сконденсировавшейся и испарившейся в пределах водосбора и прошедшей через замыкающий створ рассматриваемого бассейна. Все перечисленные величины измеряются в миллиметрах водного эквивалента.

Из составляющих водного баланса на практике достаточно легко и точно можно измерить только осадки и сток, однако особенности водного режима крупнообломочных склоновых отложений, не содержащих заполнителя, позволяют существенно упростить комплекс наблюдений. До начала водоотдачи из снежного покрова лед в профиле СТС отсутствует. Высокая водопроницаемость таких грунтов обеспечивает, во-первых, быструю инфильтрацию талых вод и осадков к мерзлому водоупору; во-вторых, очень малое время добегания до замыкающего створа даже с самых отдаленных участков водосбора. Поэтому практически вся вода, находящаяся в жидкой фазе, сосредоточена в маломощном (в среднем 24 мм) надмерзлотном потоке, и если измерения не проводятся во время или сразу после обильных осадков, то величину допустимо не учитывать. Для определения величины \У кроме градиентных наблюдений в приземном слое воздуха, необходимо проведение регулярных снегосъе-мок. В Данном исследовании использован новый методический подход, позволивший существенно упростить комплекс воднобалансовых наблюдений за счет непосредственного измерения количества инфильтрующейся в грунт воды ^инф В этом случае справедливо равенство:

л л инф ст к-и . _.

\А)

где \¥л' и соответственно количества инфильтрационного и инфильт-рационно-натечного льда. Величина может быть измерена прямым методом по изменению глубины залегания криогенного водоупора в гидротермометрических скважинах (с учетом пористости отложений). Наи-

большие сложности представляет определение величин и \\^или их алгебраической суммы ) из-за невозможности применения стандартных почвенных испарителей с периодически взвешиваемыми монолитами и трудоемкости проведения репрезентативных градиентных наблюдений за упругостью водяных паров в течение продолжительного периода времени. Оценкой «сверху» возможной величины может служить невязка водного баланса в течение пятой стадии, когда в СТС присутствует только ин-фильтрационно-натечный лед, а содержание водяного пара в атмосфере достигает максимума, т.е. условия для развития внутригрунтовой конденсации оптимальны. При незначительной величине такой невязки количество ин-фильтрационного льда в течение всех выделенных стадий может быть получено как разность величин XV, и

Для проведения необходимого комплекса наблюдений были оборудованы 7 наблюдательных скважин с перфорированными полиэтиленовыми трубами, заптубленными на максимальную мощность протаивающего слоя. Значения характеристики измерялись при помощи 6 лизиметров оригинальной конструкции, установка которых производилась осенью 1999 г. перед началом снегонакопления. Устройство лизиметра показано на рис. 4.

Рис. 4. Устройство лизиметра • 1 - дождемерное ведро, 2 - снегомерная рейт, 3 - инфильтрат, 4 - засыпка N00, 5 - водоотводная трубка, 6 - насос, 7 - слой снега, 8 - грунт

ного покрова. Засыпка хлорида натрия (4) препятствует образованию льда внутри лизиметра при отрицательных температурах грунта. Расход воды в замыкающем створе определялся в гидрометрическом лотке, конструкция которого обеспечивала перехват всего надмерзлотнош стока.

Полученные результаты представлены на рис. 5. В 2000 г., когда был проведен самый длинный ряд наблюдений, суммарное количество льда на водосборе достигло максимума (136 мм) уже к середине периода снеготаяния, в конце мая-начале июня. Примерно в это же время наблюдалось и наибольшее значение составляющей (42 мм, или 31 % от общего количества льда).

Май Июнь Июль Август

Рис. 5 Динамика содержания льда в СТС экспериментального участка по результатам водобалансовых наблюдений: 1,2- 2000 г.; 3, 4 - 2001г. (1 и 3 - инфильтрационно-натеч-ный лед, 2 и 4 - общее количество льда).

По мере дальнейшего таяния снежного покрова значение XV начало снижаться — первоначально за счет уменьшения составляющей Запас инфильтрационно-натечного льда продолжал медленно возрастать

до конца первой декады июня и при сходе большей части снежного покрова достиг 100 мм. Впоследствии его количество на протяжении теплого периода постепенно уменьшалось.

На рис. 5 хорошо видно, что, начиная с середины июня количество ин-фильтрационно-натечного льда, намерзающего на поверхности водоупо-ра, практически совпадает с величиной Разность, не превышающая 4 мм, находится в пределах ошибок расчетов. Очевидно, что последнее справедливо и в отношении слоя конденсационной влаги, участвующей в формировании надмерзлотнош стока, следовательно, расчет количества инфильтрационного льда как разности величин \Ул и У/" является корректным. По данным 1999 и 2000 гг. величина V/, начиная с середины - конца июля, принимала отрицательные значения (к концу августа до - 46 мм в 1999 г. и -21 мм в 2000 г.), что свидетельствует о вытаивании льда, оставшегося в грунтовом профиле с предыдущего сезона. Таким образом, процесс образования и таяния внутригрунтового льда может обусловливать существенное перераспределение запасов влаги на водосборе не только между сезонами одного года, но и в многолетнем цикле.

Сопоставление данных, полученных в 2000 и 2001 г., показывает наличие ряда общих закономерностей (несмотря на намного большее льдонакоп-ление в 2001 г). Образование в СТС льда обеих разновидностей начинается примерно на 7-10 дней раньше возникновения стока в замыкающем створе водосбора и достигает максимума уже к середине периода снеготаяния, в конце мая-начале июня. Наибольшее значение составляющей ^У' наблюдается примерно в одно и то же время и составляет почти одинаковую долю от (34 % в 2001 г. против 31 % в предыдущем). Также совпадает и время накопления максимального количества инфильтрационно-натечного льда (конец первой декады июня), хотя в 2001 г. последняя величина была больше в 1,6 раза.

Следует отметить, что резко повышенное льдонакопление в 2001 г. обусловлено, по-видимому, не только бурным началом снеготаяния и ранним прекращением ночных заморозков, но и обильными осадками ливневого характера, пришедшимися на середину периода снеготаяния. Тем более примечательна практическая неизменность динамики льда обеих разновидностей.

Его основой является стандартное довдемерное ведро (1). Водоотводная трубка (5) позволяет производить отбор инфильтрата без нарушения снеж

Общеизвестно, что в пористых средах передача тепла происходит путем не только кондукгивной теплопроводности, но также конвективного и лучистого теплообмена. При этом полагается, что плотность теплового потока (д) выражается соотношением, аналогичным основному закону теплопроводности:

Ч = (3)

откуда в одномерном случае вытекает известное уравнение Фурье:

где ^-эфф коэффициент эффективной теплопроводности грунта:

^эфф = Кона + Куч + Кош, ( 5 )

где Яконд , л,уч и Хкиш коэффициенты, соответственно, кондукгивной, лучистой и конвективной теплопроводности, с - объемная теплоемкость, < - температура, г - глубина. Последняя формула приводится в целом ряде источников (например, Чудновский, 1962; Иванов, 1969; Гаврильев, 1998).

По результатам многочисленных теоретических разработок и лабораторных экспериментов предложен ряд приближенных и эмпирических формул, составлены номограммы для определения Якоид при известных значениях теплофизических характеристик минеральной составляющей грунта, его гранулометрического состава, пористости и влажности (например, Мак-Адаме, 1961; Чудновский, 1962; Дульнев, Сигалова, 1964; Иванов, Гаврильев, 1965; Тайбашев, 1965, 1966, 1973; Дульнев, Зарич-няк, 1974; Иванов, Степанов, Филиппов, 1974; Балобаев, 1975; Балоба-ев, Гаврильев, 1977; Гаврильев, Балобаев и др., 1978; Чеверев, Комаров, Шестернев, 1980; Цытович, Кроник, Лосева, 1980; Оловин, 1980; Ершов, Чеверев, Шестернев, 1984; Гаврильев, 1986,1992; 1998;). Для грунтов экспериментального участка они дают близкие значения Лконд , составляющие 0,2-0,6 Вт/(мК). В дальнейших расчетах величина Ятнд принята равной 0,4 Вт/(м-К)

Приближенные оценки величины Ялуч по известным зависимостям показывают, что в условиях экспериментального участка она очень редко превышает 10 % от Якош), следовательно, ее учет целесообразен только при малых значениях конвективной составляющей и высоких температурах грунта.

Имеющиеся в литературе сведения относительно роли конвекции в формировании теплового режима отложений неоднозначны и противоречивы. Теоретический аппарат для количественных оценок Яконв по существу нельзя признать достаточно разработанным.

В настоящее время наиболее надежным способом определения искомой величины может служить решение обратной задачи путем расчета коэффициента эффективной теплопроводности по результатам натурных наблюдений. Для этого обычно применяется метод «температурной волны». Недостатки этого метода, приводящие к низкой точности получаемых результатов, хорошо известны. Оценки величины Яэфф полученные по дан-

ным разных авторов (Выркин, 1981; Конченко, 1984; Говорушко, 1986; Железняк и др., 1992), варьируют в очень широком диапазоне (от единиц до первых десятков Вт/м-К). Аналогичные расчеты, проведенные по данным температурных измерений в пределах уже протаявшего слоя грунта на экспериментальном участке, дают величины варьирующие от 0,14 до 28,1 Вт/м-К, причем ясно выраженных закономерностей в их изменении по глубине и во времени не наблюдается.

Формула (3) недостаточно полно отражает процессы теплообмена в толще крупнообломочного грунта - прежде всего потому, что не учитывает эффект распределенных источников тепла (как положительных, так и отрицательных). Для описания теплофизических процессов в рассматриваемой среде в общем случае справедливо соотношение:

дт дг

Л —

конд дг

+ и> ( 6 )

где IV - удельная мощность внутренних распределенных тепловых источников, Вт/м3.

Поскольку, согласно оценкам по вышеупомянутым методикам, значение Лконд мало изменяется с глубиной, то для расчета м> на основе результатов ежечасных наблюдений за ходом температуры в профиле грунтов применялась формула:

\г,т+Ат) \г,т)

Л.

г) Дг + Дг:

(7)

Результаты расчетов представлены на рис. 6. В течение первой стадии, при низких отрицательных температурах грунта и отсутствии инфильтрации талых вод, удельная мощность источников невелика и составляет в среднем от -20 Вт/м3 (в верхних слоях) до 10 Вт/м3 в нижних.

При развитии прерывистой инфильтрации и намерзания льда (вторая стадия) удельная мощность источников резко увеличивается до величин порядка 1500 Вт/м3. В ночные и утренние часы, при окончании инфильтрации, удельная мощность источников принимает отрицательные значения до -930 Вт/м3, что свидетельствует о выравнивании температуры в толще грунта. В начале третьей стадии, при непрерывных в течение суток инфильтрации воды и намерзании льда, наблюдается преимущественно выделение теплоты фазовых переходов. По мере прогрева рыхлой толщи удельная мощность источников падает и при повышении температуры до 0 °С уменьшается практически до нуля. Такие значения и> сохраняются во всем профиле до полного исчезновения снега на поверхности грунта.

1000 -

Рис.6. Удельная мощность внутренних распределенных тепловых источников (у/) в СТС экспериментального участка на глубинах: 1 - 0,26 м, 2 - 0,45 м, 3 - 0,64 м; римскими цифрами обозначены номера стадий.

После вытаивания льда и установления в грунте положительных температур (четвертая и пятая стадии) удельная мощность источников вновь приобретает суточный ход. Размах колебаний убывает сверху вниз от примерно 600 Вт/м3 в верхних частях профиля до 200 Вт/м3 в нижних, при близких к нулю среднесуточных значениях в пределах всей протаявшей части профиля. В ближайшем к фронту протаивания слое с температурами, близкими к 0° С, величина м/ неизменно имеет отрицательные значения; по-видимому, это связано с затратами тепла на вытаивание льда и, возможно, испарением влаги с его поверхности. В сухие периоды положительные «полуволны» могут объясняться конденсацией на поверхности обломков влаги, поступающей из атмосферного воздуха. При допущении отсутствия конвективного переноса тепла получены оценки «сверху» для интенсивности конденсации в протаявшем слое крупнообломочных отложений. Максимальное за сутки значение этой величины обычно не

превышает 0,4 кг/(м3-ч) в поверхностных слоях и 0,2 кг/(м3 ч) в нижних. Очевидно, что данная оценка сильно завышена, особенно для верхних горизонтов, в которых под действием ветра развивается вынужденная конвекция воздуха. За время проведения наблюдений на экспериментальном участке максимальное количество тепла, выделившегося за полупериод с положительными значениями удельной мощности источников, в слое 0,17— 0,73 м составило 1946 кДж, что соответствует 0,73 кг конденсата. Толщина пленки воды при равномерном распределении по поверхности обломков в этом случае составит всего 0,016 мм.

Очевидно, что даже при такой крайне завышенной оценке интенсивности конденсации, скорость стекания воды в столь тонкой пленке будет чрезвычайно низкой. Близкие к нулю среднесуточные значения величины м> свидетельствуют о том, что практически вся сконденсировавшаяся (предположительно) влага испаряется в течение последующего полупериода с отрицательными значениями ж Эти результаты подтверждают сделанный ранее на основе водобалансовых наблюдений вывод о незначительной роли конденсации в формировании надмерзлотного стока в пределах экспериментального участка.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Детальные исследования гидротермического режима сезонноталого слоя крупнообломочных склоновых отложений, проводившиеся в течение весенне-летних периодов 1997-2001 г.г., позволили выявить ряд основных закономерностей формирования водного и теплового режимов этого слоя на экспериментальном участке, являющемся типичным для гольцового пояса Верхнеколымского нагорья. На основе анализа фактического материала сделаны следующие выводы.

1. В процессе протаивания отложений отчетливо различаются пять последовательных стадий, качественно различных по особенностям тепломас-сопереноса в грунтовой толще и условиям формирования ее температур-нош поля. Некоторые из них могут занимать небольшие промежутки времени (иногда только 1 - 4 суток), однако их выделение важно для лучшего понимания этих процессов, а также динамики накопления и вытаивания внутригрунтового льда.

2. Две основные разновидности внутригрунтового льда различаются не только по расположению в профиле, но также и по источникам воды и «запасов холода», а соответственно, по динамике намерзания и вытаивания. Инфильтрационный лед заполняет небольшую часть порового пространства. Он формируется из воды тающего снежного покрова почти исключительно за счет «запасов холода», оставшихся в рыхлой (не сцементированной льдом) части СТС к моменту начала инфильтрации талых вод. Для инфильтрационно-натечного льда источником холода служат ММП, а воды - надмерзлотный поток.

3. В тепловом балансе СТС крупнообломочных склоновых отложений, не имеющих заполнителя, значительную роль играют внутренние распределенные источники тепла, обусловленные разнонаправленными процессами фазовых переходов лед-вода-пар и конвекцией внутрипорового воздуха, причем выделенные ранее стадии качественно и количественно различаются по временной динамике удельной мощности этих источников.

4. Конденсация паров воды в грунтовой толще не оказывает заметного воздействия на гидрологический режим малых водотоков на экспериментальном участке, репрезентативном для гольцового пояса Верхнеколымского нагорья. Определяющим фактором при формировании надмерз-лотного склонового стока в СТС крупнообломочных склоновых отложений, наравне с осадками, является вытаивание сезонного льда.

ОСНОВНЫЕ ПОЛОЖЕНИЯ ДИССЕРТАЦИИ ОПУБЛИКОВАНЫ В СЛЕДУЮЩИХ РАБОТАХ:

1. Некоторые особенности гидротермического режима грубообломоч-ных склоновых отложений криолитозоны в весенне-летний период // Тез. докл. научной конф. «Консервация и трансформация вещества и энергии в криосфере Земли», 1 - 4 июня 2001 г., Пущино, 2001.

2. Особенности гидротермического режима склоновых отложений крупнообломочного состава в весенне-летний период (на примере горных районов Верхней Колымы) // Сб. докладов VIII научной конференции аспирантов, соискателей и молодых ученых. Магадан, Северный международный университет, 2001, с. 22-24.

3. Динамика льдистости крупнообломочных склоновых отложений в период весеннего снеготаяния // Колыма, 2001, № 2, с. 28-31.

4. Особенности гидротермического режима грубообломочных осыпей криолитозоны в весеннее-летний период. // Тези доповщей до ювшейноп м1жнародноп конференщп, присвяченоп 70-р1ччю утворения Одеського державного екологшчного ушверситету «Гшрометеоролопя \ охорона навколишнього середовища - 2002», Одеса, 2002, с. 204-205.

5. Температурный режим и динамика льдистости крупнообломочных склоновых отложений без заполнителя в весенне-летнее время (на примере руч. Контактовый) // Колыма, 2002, № 4, с. 9—13.

6. К оценке роли внутригрунтовой конденсации водяных паров в тепловом и водном режимах крупнообломочных склоновых отложений // Колыма, 2003 (в печати); соавтор Михайлов В.М.

Банцекина Татьяна Викторовна

Автореферат диссертации на соискание ученой степени кандидата географических наук

Сдано в набор 02.09.2003. Подписано к печати 03.09.2003. Формат 60х84'/1б Уч. изд. л 1,5. Гарнитура Тайме. Заказ 631. Тираж 150 экз Отпечатано в типографии ОАО «МАОБТИ» г. Магадан, пл. Горького, 9.

t s I

I i

Г-

РНБ Русский фонд

2005-4 . 20400

19 UH 2003

Содержание диссертации, кандидата географических наук, Банцекина, Татьяна Викторовна

Введение

Глава 1. Физико-географическое описание района исследований и характеристика экспериментального участка

1.1. Природные условия Верхнеколымского нагорья и бассейна руч. Контактовый

1.2. Общее описание экспериментального участка.

1.3. Характеристика грунтов СТС экспериментального участка

Глава 2. Температурный режим и процессы накопления-вытаивания льда в сезонно оттаивающих отложениях гольцового пояса

2.1. Изученность вопроса

2.2. Методика проведения температурных измерений

2.3. Результаты наблюдений.

2.4. Обсуждение результатов

Глава 3. Связь водного режима гольцовых склонов с динамикой льдистости СТС в весенне-летнее время

3.1. Состояние вопроса.

3.2. Методика проведения водобалансовых наблюдений.

3.3. Результаты водобалансовых расчетов и динамика содержания льда в СТС экспериментального участка

Глава 4. Некоторые особенности теплопереноса в крупнообломочных склоновых отложениях гольцового пояса

4.1. Изученностьпроблемы

4.2. Роль внутренних источников тепла и их сезонная динамика.

4.3. Расчет коэффициентов эффективной теплопроводности по литературным данным и результатам наблюдений на экспериментальном участке.

Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Особенности гидротермического режима слоя сезонного протаивания крупнообломочных склоновых отложений в весенне-летний период"

Настоящая работа посвящена исследованию процессов тепломассопереноса в крупнообломочных склоновых отложениях криолитозоны, не содержащих мелкодисперсного заполнителя. Их коренные отличия от грунтов, состоящих из крупнообломочного скелета с заполнителем (а также мелкозернистых) состоят в провальном дренаже, практическом отсутствии капиллярного подтягивания влаги, низкой влажности протаявшего слоя и наличии крупных пор, что допускает конвекцию воздуха

Основной акцент сделан на изучении закономерностей накопления и вытаивания внутригрунтового (инфильтрационного и инфильтрационно-натечного льда) в сезонноталом слое (СТС). Поскольку они тесно связаны с характером теплообмена в СТС, то значительное внимание уделено и анализу факторов, определяющих интенсивность и направление потоков тепла и влаги в сезонно протаивающих отложениях.

Актуальность проблемы. Рассматриваемые вопросы имеют большое теоретическое и прикладное значение. Различные ее аспекты представляют значительный интерес в геокриологических, гидрологических, инженерно-геологических исследованиях.

Склоновые крупнообломочные отложения, не содержащие мелкодисперсного заполнителя, широко распространены в гольцовом поясе горных районов криолитозоны Северо-Востока. Способность таких грунтов концентрировать весной талые воды в виде инфильтрационно-натечного (или гольцового) льда общеизвестна. Процессы его образования и вытаивания в значительной мере определяют структуру теплового и водного балансов сезонноталого слоя. Надмерзлотный сток, формирующийся при сезонном протаивании отложений, является одной из главных составляющих водного баланса горных территорий. В течение всего теплого периода он оказывает значительное воздействие на гидрологический и термический режим малых водотоков гольцового пояса, а в межень во многих случаях служит единственным источником их питания.

Состав, строение, теплофизические свойства крупнообломочных грунтов и протекающие в них процессы рассмотрены в обширной научной литературе (Билибин, 1955; Калабин, 1957; Суходровский, 1957; Федотов, 1957; Преображенский, 1959; Рейнюк, 1959; Философов, 1963; Гравис, 1964; Гравис, 1965; Иванов, Гаврильев, 1965; Каплина, 1965; Гравис, Климовский, 1966; Симонов, 1966; Тайбашев, 1966; Климовский, 1967; Некрасов, Гравис, 1967; Рудавин, 1967; Перлыптейн, 1968; Иванов, 1969; Каплина, 1970; Перлыптейн, 1970; Дружинин, 1971; Капранов, Перлыптейн, 1972; Напрасников, Сизяков, 1972; Приймак, 1972; Гордеев, 1973; Тайбашев, 1973; Агафонов, Выркин, 1975; Балобаев, 1975; Климочкин, 1975; Гольдтман, 1976; Капранов, Перлыптейн, 1976; Короткий, 1976; Соседов, 1976; Титов, 1976; Чигир, 1977; Булдович, Афанасенко, Мелентьев, 1978; Выркин, 1978; Гаврильев, Балобаев и др., 1978; Романовский, Тюрин, 1979; Тюрин, Полтев, 1979; Гордеев, Мурзин, Гончаров, 1980; Оловин, 1980; Тюрин, Коростелев, 1980; Шепелев, 1980; Выркин, 1981; Говорушко, 1981; Калинин, Меламед, Романовский, 1981; Лукин, 1981; Тюрин, Романовский, Полтев, 1982; Тюрин, 1983; Конченко, 1984; Говорушко, 1986; Шестернев, 1987; Горбунов, Титков, 1989; Романовский и др., 1989; Горбунов, Северский, 1990; Оловин, 1993; Гаврильев, 1998 и другие). В исследованиях естественных крупнообломочных образований основное внимание обычно уделяется таким аспектам рассматриваемой проблемы, как состав и строение отложений, их теплофизические свойства, механизмы и скорость перемещения крупнообломочного склонового чехла на склонах, генезис, классификация и региональные закономерности распространения курумов. Подобный подход характерен и для значительной части зарубежных работ, выполненных преимущественно на примере каменных глетчеров (например, Johnson, 1978; Luckman, Crockett, 1978; Nickling, Bennett, 1984;

Barsch, 1992; Koning, Smith, 1999; Konrad, Humphrey, et al., 1999; и др.). Тепловое состояние СТС крупнообломочных отложений, динамика его протаивания и закономерности тепломассопереноса в толще курумов и осыпных склонов, в значительной мере определяемые климатическими, геоморфологическими и гидрологическими процессами на поверхности Земли, освещены менее детально и глубоко (например, Борсук, 1966; Будз, Рыбак, 1968; Кузнецов и др., 1969; Булдович и др., 1978; Выркин, 1981; Говорушко, 1981, 1986; Конченко, 1984; Бояринцев и др., 1991; Железняк и др., 1992; Zhang, et al., 1997; Harris, et al., 1998; Humlum, 1998; Croce, Milana, 2002; Davies, et al., 2003; Delaloye, et al., 2003; Herz, et al., 2003).

Детальные наблюдения за водным и тепловым режимом СТС крупнообломочных ' склоновых отложений носят единичный и кратковременный характер, практически отсутствуют сведения о сезонной динамике их льдистости.

Эти стороны вопроса рассматриваются более глубоко и подробно в исследованиях инженерных объектов (например, Никитенко, 1950; Никитенко, 1952; Дружинин, Хлебников, 1970; Никитенко, 1970; Дружинин, 1972; Биянов, 1975; Оловин, 1977; Каменский, 1977; Цытович, Кроник, Лосева, 1979; Оловин, Медведев, 1980; Железняк и др., 1988), однако искусственные насыпные сооружения обладают рядом существенных отличий, которые ограничивают возможность распространения полученных результатов на процессы, происходящие в естественных склоновых образованиях.

Такое, малоудовлетворительное в целом, состояние проблемы объясняется в первую очередь недостаточным количеством детальных и продолжительных исследований гидротермического режима крупнообломочных склоновых отложений, что, в свою очередь, связано с трудностями как технического, так и методического характера.

Исследования включали решение следующих конкретных задач:

- разработка методики полевых стационарных наблюдений, выбор и оборудование экспериментального участка;

- детальное изучение термического режима СТС о сыпных склонов в течение всего времени образования и вытаивания инфильтрационного и инфильтрационно-натечного льда;

- исследование структуры водного баланса о сыпных склонов и ее связи с динамикой льдистости сезоннооттаивающих отложений;

- количественная оценка удельной мощности распределенных тепловых источников в изучаемых отложениях и ее временной динамики по результатам температурных наблюдений и численного анализа.

Методы исследования и фактический материал. В основу работы положены результаты комплексных полевых исследований гидротермического режима СТС крупнообломочных склоновых отложений, проведенных в течение весенне-летних периодов 1997-2001 • гг. на экспериментальном участке, оборудованном на территории Колымской воднобалансовой станции КУГМС (Верхнеколымское нагорье). Они включали в себя детальное изучение строения СТС, непрерывную регистрацию температуры грунтов, водобалансовые, метеорологические и гидрологические режимные наблюдения. Исследования проводились по госбюджетной теме 5.2.6.1 ИМЗ СО РАН «Пространственно-временные закономерности распространения, развития мерзлых пород, льдов, криогенных процессов и явлений», а также по проекту РФФИ № 97-0565124 «Количественные закономерности процессов накопления и вытаивания гольцового льда, их влияние на гидротермический режим склонов и формирование стока в верхних звеньях речной сети (на примере Северо-Востока России)».

При проведении натурных исследований и обработке результатов использовался комплекс стандартных методов. В ходе водобалансовых наблюдений для измерения приходной составляющей применялись лизиметры оригинальной конструкции.

Научная новизна работы заключается в следующем:

- впервые получены подробные данные о гидротермическом режиме СТС осыпных склонов в течение всего периода протаивания;

- выявлены основные характерные черты динамики накопления и вытаивания льда в сезоннопротаивающем слое крупнообломочных склоновых отложений;

- усовершенствована методика изучения водного баланса и динамики льдистости отложений щебнисто-глыбового состава;

- впервые сделана количественная оценка вклада воды, образующейся при вытаивании гольцовых льдов СТС, в подземную составляющую стока малых .горных водотоков. Показано, что в условиях Верхнеколымского нагорья внутригрунтовая конденсация водяного пара не играет заметной роли в формировании надмерзлотного стока;

- на основе результатов режимных термометрических наблюдений и численного анализа процессов тепломассообмена в СТС крупнообломочных склоновых отложений получены количественные оценки удельной мощности распределенных тепловых источников, которые действуют наряду с кондуктивным теплопереносом, а также характеристики их суточного и сезонного хода.

Основные положения, выносимые на защиту.

1. Динамика температурного профиля СТС крупнообломочных отложений в весенне-летний период в большой мере определяется процессами накопления и вытаивания внутригрунтового льда. В соответствии с- их характером, этот период разделяется на пять последовательных стадий, качественно различных по особенностям тепломассопереноса в грунтовой толще и условиям формирования ее температурного поля.

Практическое значение. Полученные результаты могут быть распространены практически на все разновидности крупнообломочных отложений, не имеющих мелкодисперсного заполнителя: В первую очередь, это послужит более глубокому пониманию процессов накопления и вытаивания льда и формирования температурного режима СТС, что важно для решения многих прикладных вопросов. В частности, выявленные закономерности помогут повысить качество гидрологических прогнозов для малых и средних водотоков горных областей криолитозоны и тем самым будут способствовать разрешению сложных ситуаций на горных полигонах, сельскохозяйственных угодьях и в жилых поселках. Особое значение они могут иметь для предотвращения размывов земляного полотна дорог на склонах, сложенных крупнообломочными грунтами.

Личный вклад автора состоит в выборе и детальном геокриологическом обследовании района работ, совершенствовании кострукции наблюдательных приборов и методов полевых исследований, оборудовании экспериментального участка и проведения всего комплекса термометрических, гидрологических и метеорологических режимных наблюдений, в обработке, анализе и теоретическом обобщении полученных полевых материалов и результатов численных исследований.

Апробация работы. Основные положения диссертации обсуждались на научно-техническом совете СВ НИМС ИМЗ СО РАН, на семинаре по мерзлотоведению Института геоэкологии РАН, на расширенном заседании лабораторий Института мерзлотоведения СО РАН (подземных вод криолитозоны; геотеплофизики и прогноза; региональной геокриологии и криолитологии), а также публиковались в сборниках докладов научных конференций разного уровня (молодых ученых, российских, международных). По теме диссертации опубликовано 6 работ.

Автор выражает глубокую признательность д.г.-м.н. Г.З. Перльштейну и к.г.н. В.М. Михайлову, под руководством которых выполнена диссертация, и сердечно благодарит сотрудников Северо-Восточной научно-исследовательской мерзлотной станции ИМЗ СО РАН, помогавших при оформлении диссертации, а также работников Колымской воднобалансовой станции КУГМС А.В. Полякова, В.П. Полякову и Н.Н. Бережнова за разностороннюю бескорыстную помощь в организации полевых исследований. В обсуждеии ряда положений работы приимал активое участие к.г.н. E.JI. Бояринцев (в 70-е гг. начальник КВБС), чьи ценные советы учтены при ее написании.

Заключение Диссертация по теме "Инженерная геология, мерзлотоведение и грунтоведение", Банцекина, Татьяна Викторовна

Выводы

1. Выделенные в предыдущей главе временные периоды качественно различаются по динамике удельных мощностей внутренних распределенных источников тепла, действующих в СТС склоновых отложений экспериментального участка.

2. После вытаивания инфильтрационного льда удельные мощности распределенных источников тепла в СТС обнаруживают заметный суточный ход при мало отличных от нуля средних значениях. Даже интерпретируя источники исключительно как фазовые переходы вода-пар, можно утверждать, что роль конденсации в процессе формирования надмерз лота ого склонового стока на экспериментальном участке весьма мала, что совпадает с результатами водобалансовых наблюдений и расчетов, описанных в Главе 3.

3. По результатам наблюдений на экспериментальном участке определены величины коэффициента эффективной теплопроводности отложений. При расчете по методу "температурной волны" они варьируют от 0,14 до 28,1 Вт/(м-К), при средних значениях 2-4 Вт/(м-К), причем ясно выраженных закономерностей в их изменении по глубине и во времени не наблюдается. При расчете численными методами, дающими меньшую погрешность, разброс существенно уменьшается, а средние значения оказываются меньше примерно вдвое.

4. Для более углубленного понимания процессов тепломассопереноса в крупнообломочных склоновых отложениях необходимо проведение еще более подробных гидротермических наблюдений. Это подразумевает, прежде всего, увеличение числа горизонтов температурных измерений с размещением датчиков не только в поровом пространстве, но и внутри обломков горных пород, и заглублением их в много-летнемерзлую толщу, а также определение влажности порового воздуха, и является задачей дальнейших исследований.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

В настоящей диссертационной работе изложены результаты детальных исследований гидротермического режима сезонноталого слоя крупнообломочных склоновых отложений, осуществлявшихся в течение трех сезонов. Они проводились на экспериментальном участке, являющемся типичным для гольцового пояса Верхнеколымского нагорья. В ряде случаев традиционные методы исследований дополнялись разработанными самим автором, что позволило существенно увеличить объем и информативность получаемых данных. На основе качественного и количественного анализа фактического материала выявлен ряд важных закономерностей формирования водного и теплового режимов СТС и сделаны следующие выводы.

1. В процессе протаивания отложений отчетливо различаются пять последовательных стадий, качественно различных по особенностям тепло-массопереноса в грунтовой толще и условиям формирования ее температурного поля. Большинство из них занимают небольшие промежутки времени (иногда только около 4 суток), однако их выделение важно для лучшего понимания этих процессов, а также динамики накопления и вытаивания внутригрунтового льда. Сроки начала и окончания ряда стадий хорошо «увязываются» со стандартными гидрометеорологическими датами, приводимыми в справочниках. Соответственно, этот процесс играет большую роль в формировании гидротермического режима верхних звеньев речной сети.

2. Два основных типа внутригрунтового льда различаются не только по расположению в профиле, но также и по источникам воды и "запасов холода", а соответственно, по динамике намерзания и вытаивания. Ин-фильтрационный лед формируется из воды тающего снежного покрова, почти исключительно за счет «запасов холода», оставшихся в рыхлой (не сцементированной льдом) части СТС к моменту начала инфильтрации талых вод, и первоначально распространяется на всю ее мощность, заполняя небольшую часть порового пространства. Источником холода для инфильтрационно-натечного льда служат ММП, а воды — надмерзлотный сток, в свою очередь формирующийся из «вторичных» талых вод, образующихся из инфильтрационного льда (по мере его вытаивании в верхней части профиля), осадков и конденсационной влаги. Количество льда каждого из типов можно оценить разными способами: на основе теплофизических расчетов, измерений в скважинах и подробных водобалансовых наблюдений с применением оригинальных методических подходов, использованных в настоящей

3. рабеяшнной динамике содержания в СТС льда обоих типов прослеживается ряд закономерностей, не зависящих от погодных условий конкретного года. Наибольшие суммарные количества и величины инфильтра-ционной составляющей наблюдаются в середине периода снеготаяния, при этом доля последней составляет около трети, в дальнейшем неуклонно снижаясь. Время накопления максимального количества инфильтрационно-натечного льда запаздывает примерно на декаду, независимо от его абсолютных значений.

4. На интенсивность теплообмена в СТС крупнообломочных склоновых отложений на экспериментальном участке в весенне-летний период (при устойчивой плотностной стратификации внутригрунтового воздуха) оказывают значительное влияние внутренние распределенные источники тепла, обусловленные разнонаправленными процессами фазовых переходов лед-вода-пар, причем выделенные ранее периоды качественно и количественно различаются по временной динамике их плотности.

5. Вытаивание сезонного льда из профиля СТС крупнообломочных склоновых отложений, наравне с осадками, является определяющим фактором формирования надмерзлотного склонового стока на экспериментальном участке, репрезентативном для гольцового пояса Верхнеколымского нагорья. Вклад в водный режим склонов внутригрунтовой конденсации незначителен и редко превышает 0,1 мм/сут.

Данная работа является, по существу, одним из первых шагов в применении количественных методов к изучению гидротермического режима СТС крупнообломочных склоновых отложений. Полученные результаты свидетельствуют о перспективности такого подхода и позволяют наметить пути и методы дальнейших исследований. В первую очередь они будут направлены на изучение процессов конвективного тепломассопереноса в грунтовой толщи, для чего необходимо дальнейшее увеличение состава и объема измерений.

Библиография Диссертация по наукам о земле, кандидата географических наук, Банцекина, Татьяна Викторовна, Якутск

1. Агафонов Б.П., Выркин В.В. Курумы Прибайкалья // Изучение природы, хозяйства и населения Сибири. Иркутск, Наука, 1975, с. 43-45.

2. Алфимов А.В., Булгаков А.Б. Основные особенности климата горных тундр верховьев Колымы и Индигирки // Горные тундры хр. Б. Анна-чаг (верховье Колымы). Владивосток, ДВНЦ АН СССР, 1980, с. 7-31.

3. Балобаев В.Т. Сезонное протаивание и теплофизические свойства крупноскелетных грунтов // Региональные и тематические геокриологические исследования. Новосибирск, Наука, 1975, с. 79-86.

4. Банцекина Т.В. Температурный режим и динамика льдистости крупнообломочных склоновых отложений без заполнителя в весенне-летнее время (на примере руч. Контактовый) // Колыма, № 4, 2002, с. 9-13.

5. Банцекина Т.В. Динамика льдистости крупнообломочных склоновых отложений в период весеннего снеготаяния // Колыма, № 2, 2001, с. 28-31.

6. Билибин Ю.А. Основы геологии россыпей. М., Изд-во АН СССР, 1955, 395 с.

7. И. Биологические стационары советского Севера. Магадан, ИБПС ДВНЦ АН СССР, 1986, 68 с.

8. Биянов Г.Ф. Плотины на вечной мерзлоте. М., Энергия, 1975, 182 с.

9. Бойцов Ю.А., Кузнецов А.С. Репрезентативность Колымской водноба-лансовой станции и ее научно-прикладное значение // Колыма, 1979, №. 10, с. 28-30.

10. Борсук О.А. О зимнем режиме гольцовых террас // Проблемы регионального зимоведения. Вып. 1, Чита, 1966, с. 44-46.

11. Бояринцев E.JL Оценка потерь стока весеннего половодья в бассейне Верхней Колымы // Метеорология, климатология и гидрология. Вып. 16, 1980, с. 19-24.

12. Бояринцев Е.Л., Гопченко Е.Д. и др. Водный баланс летнего периода малых горных водосборов зоны многолетней мерзлоты и его расчет. Метеорология, климатология и гидрология. Вып. 27, 1992, с. 105-116.

13. Бояринцев E.JL, Гопченко Е.Д., Сербов Н.Г., Легостаев Г.П. К вопросу о конденсации паров воздуха в деятельном слое многолетнемерзлых пород. Деп. ИЦ ВНИИГМИМЦД, № 1046, ГМ-91 от 16.01.91 г., 17 с.

14. Бояринцев Е.Л., Гопченко Е.Д. Сербов Н.Г. и др. Экспериментальные исследования формирования элементов водного баланса весеннего половодья малых горных водосборов зоны многолетней мерзлоты. Деп. в НИИГМИ МЦЦ, № 1148 ГМ 18.05.93 г., 33 с.

15. Бояринцев E.JI., Николаев С.Н. Грунтовый сток с малых водосборов зоны многолетней мерзлоты // Материалы науч. конф. по проблемам гидрологии рек зоны БАМа и Дальнего Востока. JL, Гидрометеоиздат, 1986, с. 297-307.

16. Будз М.Д., Рыбак O.JI. Курумы хребта Хамар-Дабан и особенности их гидротермического режима // Вопросы геологии Прибайкалья и Забайкалья. Вып.3(5), Чита, Наука, Забайкальский фил. Геогр. об-ва СССР, 1968, с. 218-219.

17. Булдович С.Н., Афанасенко В.Е., Мелентьев B.C. Некоторые данные о конденсации водяных паров в грубообломочных грунтах // Мерзлотные исследования. Вып. XVII, МГУ, 1978, с. 169-175.

18. Бураков М.М. О некоторых моделях термодиффузии водяного пара и теоретических оценках внутрипочвенной конденсации // Изв. ВУЗов, геология и разведка, 1996, № 1, с. 106-115.

19. Валуев Е.П. Определение эффективного коэффициента теплопроводности промерзающих оттаивающих горных пород по результатам измерения температур в скважинах // Проблемы геокриологии Забайкалья. Чита, 1984, с. 17-18.

20. Василенко Н.Г. Водный баланс речных водосборов района многолетней мерзлоты // Тр. ГГИ. Вып. 275, 1980, с.11-33.

21. Василенко Н.Г., Доброумов Б.М. Структура водного баланса речных водосборов в зоне многолетней мерзлоты // Водные ресурсы, 1985, № 4, с. 25-29.

22. Васильев И.С. Сезонное протаивание в горах Восточной Якутии // География и природные ресурсы, 1982, № 3, с. 59-63.

23. Васюнина Е.Д. Некоторые особенности геологии золотоносных четвертичных отложений Кулино,Тенькинского района // Тр. ВНИИ золота и редких металлов. Вып.35, Магадан, 1958, с. 35-57.

24. Вельмина Н.А. Особенности гидрогеологии мерзлой зоны литосферы. М., Наука, 1970, 326 с.

25. Водные ресурсы и водный баланс. Гидрометеоиздат, Л., 1967, 231 с.

26. Водный баланс СССР и его преобразование. М., Наука, 1969,219 с.

27. Выркин В.Б. Курумы гольцов Прибайкалья и Северного Забайкалья //Процессы современного рельефообразования в Сибири. Иркутск, ИГСиДВ 1978, с. 88-108.

28. Выркин В.Б. Особенности летнего температурного режима курумов //Географические исследования восточных районов СССР. Иркутск, ИГСиДВ, 1981, с. 17-18.

29. Гаврильев Р.И. Модель для расчета теплопроводности грунтов с учетом их генезиса // ИФЖ, 1992, т. 62, № 1, с. 86-94.

30. Гаврильев Р.И. Особенности изучения теплофизических свойств грунтов с крупнообломочными включениями // Инженерная геология, 1986, №5, с. 60-71.

31. Гаврильев Р.И. Теплофизические свойства горных пород и напочвенных покровов криолитозоны. Новосибирск, изд-во СО РАН, 1998, 280 с.

32. Геокриологическая карта СССР, масштаб 1: 2500000. Гл. ред. Э.Д. Ершов, М., Мин. Геологии СССР, ПГО "Гидроспецгеология", 1991.

33. Геокриология СССР. Восточная Сибирь и Дальний Восток. Москва, Недра, 1989, 515 с.

34. Геологическая среда центрального участка зоны БАМ как объект хозяйственного освоения под ред. Романовского Н.Н. Москва, МГУ, 1985, 204 с.

35. Гляциологический словарь. Л., Гидрометеоиздат, 1984, 528 с.

36. Говорушко С.М. Курумовый морфолитогенез. Владивосток, ДВНЦ АН СССР, 1986, 118 с.

37. Говорушко С.М. О термическом режиме курумов восточного участка зоны БАМа // Полевые и экспериментальные исследования мерзлых толщ. Якутск, ИМЗ, 1981а, с. 55-58.

38. Говорушко С. М. Особенности температурного режима курумов хребта Мяо-Чан // Ландшафтные геофизические исследования на Дальнем Востоке. Владивосток, ДВНЦ АН СССР, 19816, с. 84-85.

39. Гольдтман В.Г. Подземный лед в гранитном массиве // Природные ресурсы Северо-Востока СССР. Владивосток, АН ДВИС ИБПС, 1976, с. 73-76.

40. Горбунов А.П., Северский Э.В. Температурный режим и криогенное строение крупнообломочных отложений в Северном Тянь-Шане // Аккумуляция зимнего холода в горных породах и его использование в народном хозяйстве. Пермь, кн. изд-во, 1981, с. 86-87.

41. Горбунов А.П., Северский Э.В. Температурный режим и криогенное строение крупнообломочных отложений в Северном Тянь-Шане // Проблемы геотермии и аккумуляции зимнего холода. Свердловск, 1990, с. 54-58.

42. Горбунов А.П., Титков С.Н. Каменные глетчеры гор Средней Азии. Якутск, ИМЗ СО АН СССР, 1989, 164 с.

43. Гордеев П.П. Распространение подземных льдов в пределах хребта Сетте-Дабан // Вопросы географии Якутии. Вып. 6, JL, Наука, 1973.

44. Гордеев П.П. Подземные льды в окрестностях одного из перевалов хр. Сунтар-Хаята // Геокриологические условия в горах и на равнинах Азии. Якутск, Изд-во ИМЗ СО РАН, 1978, с. 123-131.

45. Гордеев П.П., Мурзин Ю.А., Гончаров В.К. Курумы бассейна Средней Олекмы // Геокриологические условия зоны Байкало-Амурской магистрали. Якутск, ИМЗ СО РАН, 1980, с. 103-112.

46. Гравис Г.Ф. Промерзание горных пород и связанные с ним явления

47. Промерзание земной поверхности и оледенение хребта Сунтар -Хаята. Наука, 1964.

48. Гравис Г.Ф. Гольцовый лед и закономерности его образования // Подземный лед. Вып.2, Москва, МГУ, 1965, с. 100-112.

49. Гравис Г.Ф., Климовский И.В. Мерзлотно-литологическая карта северного склона хребта Удокан и Чарской котловины // Геокриологические условия Забайкальского Севера. М., Наука, 1966, с. 5-23.

50. Деев Г.Н. Водный баланс // Север Дальнего Востока. М., Наука, 1970, с. 221-228.

51. Дружинин М.К. Курумы Северного Забайкалья // Геоморфология. Вып. 5, Москва, Наука, 1971, с. 38-39.

52. Дружинин М.К. Проектирование земляного полотна на куру мах Забайкалья // Сб. тр. ВНИИ транспортного строительства Тр.ЦНИИС. Вып. 59, Москва, Трансжелдориздат, 1972, с. 50-59.

53. Дружинин М.К., Хлебников П.И. Особенности строительства на куру-мах Забайкалья // Транспортное строительство, 1970, № 2, с. 5-7.

54. Дульнев Г.Н., Заричняк Ю.П. Теплопроводность смесей и композиционных материалов. JL, Энергия, 1974, 263 с.

55. Дульнев Г.Н., Сигалова З.В. Теплопроводность зернистых систем // ИФЖ, 1964, т. 7, № 10, с. 49-56.

56. Ершов Э.Д., Чеверев В.Г., Шестернев Д.М. Закономерности изменения теплопроводности крупнообломочных пород в зависимости от их состава, криогенного строения и температуры // Инженерная геология, 1984, № 6, с. 35-42.

57. Железняк И.И., Павленов В.А., Сенук Д.П. и др. Устойчивость техногенных сооружений Забайкальского Севера. Новосибирск, Наука, СО, 1988, 165 с.

58. Железняк И.И., Мальчикова И.Ю., Шполянская Н.А., Янушаускас А.И. Курумы Северного Забайкалья. Новосибирск: Наука, СО РАН, 1992, 182 с.

59. Зеленкевич А.А. Основные черты гидрогеологического строения и прогнозная оценка эксплуатационных запасов подземных вод Крайнего Северо-Востока // Тр. ВНИИ-1, 1963, т. 22, с. 295-344.

60. Иванов Н.С. Тепло- и массоперенос в мерзлых горных породах. М., Наука, 1969,240 с.

61. Иванов Н.С., Гаврильев Р.И. Теплофизические свойства мерзлых горных пород. М., Наука, 1965, 75 с.

62. Иванов Н.С., Степанов А.В., Филиппов П.И. Теплофизические свойства насыпных грунтов. Новосибирск, Наука, 1974, 96 с.

63. Ильин Р.С. Нагорные террасы и курумы // Изв. Геогр. общ-ва СССР, 1934, вып. 4, т. 66, с. 621-625.

64. Информационное письмо № 2(114). Государственный комитет СССР по гидрометеорологии, Колымское территориальное управление. Магадан, 1988,37 с.

65. Каганер М.Г. Контактный теплообмен в ваккумированом зернистом материале//Инженерно-физический журнал, 1966, т. II, № 1, с. 30-36.

66. Калабин А.И. Источники и наледи подземных вод на Северо-Востоке СССР. Тр.ВНИИ-1, 1957, вып. 7, с. 10-32.

67. Калинин А. Н., Меламед В.Г., Романовский Н.Н. Влияние гольцового льдообразования на температурный режим пород // Вестник МГУ, 1981, сер. 4, геология, № 5, с. 59-72.

68. Каменский P.M. Термический режим плотины и водохранилища Ви-люйской ГЭС. Якутск, ИМЗ СО АН СССР, 1977, 92 с.

69. Каплина Т.Н. Криогенные склоновые процессы. Наука, 1965,296 с.

70. Каплина Т.Н. Криогенное строение отложений крутых склонов в суровых мерзлотных условиях // Мерзлотные исследования. Вып. X, Москва, МГУ, 1970, с. 105-113.

71. Капранов В.Е., Перлыптейн Г.З. К объяснению механизма поперечного переноса тепла в фильтрующих грунтах // Тр. ВНИИ-1, т. XXXV, раздел III. Магадан, 1976,41 с.

72. Капранов В.Е., Перлыптейн Г.З. Некоторые результаты исследований переноса тепла в водонасыщенных породах при вынужденной конвекции // Труды ВНИИ-1, т. XXXII. Магадан, 1972, с. 187-205.

73. Карта мерзлотно-гидрогеологического районирования Восточной Сибири, масштаб 1:2500000. Ген. редактор акад. П.И.Мельников, М., Гл. упр. геодезии и картографии при Сов. министров СССР, 1984.

74. Катюрина С.О., Мотрич JI.T., Папернов И.М. Расчет запасов подземных вод на основе новых методологических принципов оценки элементов водного баланса // Гидрологические исследования криолитозо-ны. Якутск, 1976, с. 5-9.

75. Клер В.О. О каменных россыпях Урала // Записки Уральского общества любителей естествознания, 1911, т. 31, вып.1, с. 9-14.

76. Климовский И.В. Мерзлотно-литологическая карта водораздельного плато \\ Геокриологические условия в горах и на равнинах Азии. Изд-во ИМЗ СО РАН, Якутск, 1978, с. 105-112.

77. Климочкин В.В. К вопросу о роли конденсации в формировании ресурсов грунтовых вод // Вопросы гидрогеологии криолитозоны. Якутск, ИМЗ СО АН СССР, 1975, с. 157-164.

78. Конченко JI.A. Температурный режим курумов и одна из возможных причин их активизации // Изучение и прогноз криогенных физико-географических процессов. М., 1984, с. 54-61.

79. Короткий A.M. Мерзлотные и нивационные образования в вершинном поясе Сихоте-Алиня // Климат.геоморфология Дальнего Востока. Владивосток, 1976, с. 100-123.

80. Кравченко В.В, Черных О.А. Особенности формирования весеннего стока рек криолитозоны // География и природные ресурсы, 1991, № 3, с. 53-64.

81. Кузнецов А.С. Условия формирования дождевых паводков на реках бассейна Верхней Колымы. Магадан, ФОЛ КУГМС, 1966,201с.

82. Кузнецов А.С., Насыбулин Ш.С. Особенности формирования стока на реках бассейна Верхней Колымы // Сборник работ Магаданской гидрометеорологической обсерватории. Вып. 3, Магаданской ГМО, 1970, с. 98-121.

83. Кузнецов А.С., Насыбулин Ш.С., Ипатьева А.И. Первые результаты исследования водного баланса на реках бассейна Верхней Колымы // Сборник работ Магаданской гидрометеорологической обсерватории. Вып. 2, КУГМС, Магадан, 1969, с. 98-121.

84. Левин А.Г. Некоторые черты водного баланса Северо-Востока СССР // Tp.VII междуведомственного совещания по мерзлотоведени. Вып. 1, М., 1959, с. 238-243.

85. Лукин В. С. Воздушный режим глыбовых осыпей и россыпей // Аккумуляция зимнего холода в горных породах и его использование в народном хозяйстве. Пермь, Пермское кн. изд-во, 1981, с. 8-10.

86. Мак-Адамс В. Теплопередача. М., Государственное научно-техническое издательство литературы по черной и цветной металлургии, 1961,686 с.

87. Методы изучения и расчета водного баланса. Л., Гидрометеоиздат, 1981,389 с.

88. Методы расчета водных балансов (Международное руководство по исследованиям и практике). Гидрометеоиздат, Л., 1976, 307 с.

89. Михайлов В.М. Взаимосвязь термического режима таликов речных долин и открытых водотоков. Автореф. дисс. канд. геогр. наук. Якутск, 1993,19 с.

90. Наставления гидрометеорологическим станциям и постам. Вып. 6, ч. II, Ленинград, Гидрометеоиздат, 1972, 266 с.

91. Наставления гидрометеорологическим станциям и постам. Вып. 3, ч.1, Ленинград, Гидрометеоиздат, 1985, 300 с.

92. Насыбулин 1П.С. Репрезентативность характеристик стока Колымской водно-балансовой станции для территории верхней Колымы // Природные ресурсы Северо-Востока СССР. Владивосток, АН ДВИС ИБПС, 1976, с. 32-41.

93. Научно-прикладной справочник по климату СССР. сер. 3, Вып. 33, ч. 1-6. Ленинград, Гидрометеоиздат, 1990, 566 с.

94. Некрасов И.А. Криолитозона Северо-Востока и Юга Сибири и закономерности ее развития. Якутск, Якутское кн. изд-во, 1976,245 с.

95. Некрасов И.А., Гравис Г.Ф. Погребенные ледники хребта Удокан

96. Геокриологические условия Забайкалья и Прибайкалья. Москва, Наука, ИМЗ, 1967, с. 175-182.

97. Никитенко Ф.А. Осыпи и курумы в горных областях Сибири и проектирование железных дорог в районах их развития // Труды Хабаровского института инженеров железнодорожного транспорта. Вып. 5, 1950, с. 100-122.

98. Никитенко Ф.А. Устройство земляного полотна на курумах и осыпях // Железнодорожное строительство. Москва, Трансжелдориздат, 1952, № 6, с. 23-26.

99. Оделевский В.И. Расчет обобщенной проводимости гетерогенных систем //Журнал технической физики. Вып.6, т. 21, 1951, с. 667-685.

100. Оловин Б.А. Динамика физических свойств крупнообломочных веч-номерзлых грунтов // Инженерные исследования мерзлых грунтов. Новосибирск, Наука, СО АН СССР, 1980, с. 96-116.

101. Оловин Б.А. Особенности льдообразования в каменно-набросных плотинах // Мерзлые породы и снежный покров. Москва, Наука, 1977, с. 136-142.

102. Оловин Б. А. Фильтрационная проницаемость вечномерзлых грунтов. Новосибирск, ИМЗ СО РАН ВО, Наука, Сиб. изд. фирма, 1993,257 с.

103. Оловин Б.А., Медведев Б.А. Динамика температурного поля плотины Вилюйской ГЭС. Новосибирск, Наука, СО, 1980,48 с.

104. Отчет о работе Колымской воднобалансовой станции за 1986 г. Магадан, ГУГКС, 1987.

105. Отчет о результатах гидрогеологических исследованиях в бассейне ручья Контактового (работы Кулинского поста по программе Международного гидрологического десятилетия за 1967-1979). Магадан, ГГЭСВТГУ, 1979.

106. Павлов А.В., Скачков Ю.Б. Тепловой баланс подстилающей поверхности в горной местности (вне зоны оледенения) // География и природные ресурсы, 1982, № 3, с.50-59.

107. Павлов А.В. Энергообмен в ландшафтной сфере Земли. Новосибирск, Наука, 1984,256 с.

108. Павлов А.В. Теплообмен почвы с атмосферой в северных и умеренных широтах территории СССР. Якутск, Якутское кн. изд-во, 1975, 302 с.

109. Папернов И.М., Зинченко И.И., Замощ М.Н. Экспериментальные исследования конденсации в условиях отрицатеьных температур зоны аэрации. В кн. Взаимосвязь поверхностных и подземных вод мерзлой зоны. Якутск, 1980, с. 62-82.

110. Пармузин Ю.П. Тундролесье СССР. М., Мысль, 1979, 295 с.

111. Перлыптейн Г.З. Водно-тепловая мелиорация мерзлых пород на Северо-Востоке СССР. Новосибирск, Наука, СО, 1979, 304 с.

112. Перлыптейн Г.З. О влиянии инфильтрации воды на скорость оттаивания песчаных и крупнообломочных отложений // Мерзлотные исследования. Вып.VIII. М., МГУ, 1970, с. 43-49.

113. Пигузова В.М. Оценка подземного стока в реки зоны многолетней мерзлоты // Тр. ГГИ. Вып.122. Л., 1965, с. 87-107.

114. Преображенский B.C. Альпийские и гольцовые явления в природе хребтов Станового нагорья (Кадар и Удокан). Изд. АН СССР, сер. геогр., 1959, № 4, с. 67-72.

115. Приймак А.И. Роль свободной конвекции в переносе тепла через галечник // Тр. ВНИИ-1, т. XXXII, раздел III. Магадан, 1972, с. 30-48.

116. Прикладной климатологический справочник Северо-Востока СССР. Магадан, Магаданское кн. изд-во, 1960, 427 с.

117. Расчет подземного питания рек криолитозоны (методическое пособие). Л., Гидрометеоиздат, 1989, 107 с.

118. Рейнюк И.Т. Конденсация в деятельном слое вечной мерзлоты // Тр. ВНИИ 1, вып. 13 (мерзлотоведение). Магадан, 1959а, с. 1-24.

119. Рейнюк И.Т. Конденсация как один из источников питания подземных вод в области многолетнемерзлых пород (вечной мерзлоты) // Материалы VII Межведомственного совещания по мерзлотоведению. Вып.1. М., Изд-во АН СССР, 19596, с. 244-261.

120. Рудавин В.В. Криогенные образования и процессы в Южно-Муйском хребте. // Геокриологические условия Забайкалья и Прибайкалья. Москва, Наука, ИМЗ, 1967, с. 175-182.

121. Романовский Н.Н., Тюрин А.И. Фациальные особенности курумов Южной Якутии и Северного Забайкалья // Вестник МГУ, сер. геол., 1979, №4, с. 59-73.

122. Романовский Н.Н., Тюрин А.И., Сергеев Д.О. Афонская Л.Г., Бойков С.А., Волкова В.П., Волченков С.Ю., Зайцев В.Н., Климов И.В., Лиси-цина О.М., Соловьев В.П., Явелов А.В. Курумы гольцового пояса. Новосибирск, Наука, СО, 1989, 152 с.

123. Север Дальнего Востока. Изд. Наука, М, 1970, 384 с.

124. Северский И.В. Снежные лавины Заилийского и Джунгарского Алатау. Алма-Ата, Наука Каз. СССР, 1978, 255 с.

125. Симонов Ю.Г. Курумы Восточного Забайкалья, их происхождение и развитие и место в палеогеографическом анализе горных стран // Проблемы регионального зимоведения. Вып. 1, Чита, 1966, с. 44-46.

126. Симонов В.Г. Региональный геоморфологический анализ. М., Изд. МГУ, 1972,250 с.

127. Скачков Ю.Б. Результаты круглогодичных наблюдений за тепловым режимом почвы на северном склоне Заилийского Алатау // Полевые и экспериментальные исследования мерзлых толщ. Якутск, Изд-во ИМЗ СО АН СССР, 1982, с. 63-70.

128. Славянов В.Н. О естественных конденсаторах горных склонов и о возможности применения конденсаторов для малодебетного водоснабжения // Вопросы изучения подземных вод и инженерно-геологических процессов. М., Изд-во АН СССР, 1955.

129. Соколов Б.Л., Саркисян В.Б. Подземное питание горных рек. Якутск, Гидроиметеоиздат, 1981, 239 с.

130. Соседов И.С. Исследования баланса снеговой влаги на горных склонах. Алма-Ата, Наука Каз. СССР, 1967, 196 с.

131. Соседов И.С. Методика территориальных воднобалансовых обобщений в горах. Алма-Ата, Наука, 1976, 154 с.

132. Справочник по климату СССР. Вып. 33, ч. I, Ленинград, Гидрометеорологическое издательство, 1966, 80 с.

133. Справочник по климату СССР. Вып. 33, ч. II, Ленинград, Гидрометеорологическое издательство, 1966, 288 с.

134. Справочник по климату СССР. Вып. 33, ч. III, Ленинград, Гидрометеорологическое издательство, 1968, 347 с.

135. Справочник по климату СССР. Вып. 33, ч. IV, Ленинград, Гидрометеорологическое издательство, 1968, 258 с.

136. Справочник по климату СССР. Вып. 33, ч. V, Ленинград, Гидрометеорологическое издательство, 1968, 215 с.

137. Суходровский В.Л. Вопросы изучения формирования склонов в районах сурового климата // Основные методические указания по гляциологическим исследованиям. Вып.15, Москва, Изд. АН СССР, 1957.

138. Суходровский В.Л. Экзогенное рельефообразование в криолитозоне. М., Наука, 1979, 280 с.

139. Сущанский С.И. Особенности формирования элементов, составляющих водный баланс, в бассейне руч. Морозова // Колыма, 1999, № 1, с. 33-40.

140. Тайбашев В.Н. Механические и теплофизические характеристики многолетнемерзлых галечных и илистых грунтов //Тр. ВНИИ-1, т. XXV, Магадан, 1966, 41 с.

141. Тайбашев В.Н. Некоторые прочностные и тепловые характеристики многолетнемерзлых щебнистых и галечных грунтов // Тр. ВНИИ-1, т. 24. Магадан, Магаданское кн. изд-во, 1965, с. 97-138.

142. Тайбашев В.Н. Физико-механические свойства мерзлых крупнообломочных пород. Тр. ВНИИ-1, Магадан, 1973, т. XXXIII, 156 с.

143. Тараканов А.Г. Гольцовый лед Сибири и юга Дальнего Востока // Материалы гляциологических исследований. Хроника, обсуждения. М., 1978, №33, с. 215-219.

144. Титов Э.Э. Основные черты современного коллювиального морфоли-тогенеза в горах Северо-Востока СССР // Геоморфология, № 2, 1976, с. 11-25.

145. Толстихин О.Н. Наледи и подземные воды Северо-Востока СССР. Новосибирск, Наука, 1974, 164 с.

146. Труш Н.И. Геологические и мерзлотные процессы в зоне северной линии БАМа и оценка их развития в связи с хозяйственным освоением территории // Мерзлотные исследования. Вып. 17, М., МГУ, 1978, с. 115-127.

147. Тугаринов В.В. Конденсация водяных паров воздуха // Советская агрономия, № 3, 1946, с. 36-43.

148. Тугаринов В.В. Некоторые результаты изучения процессов конденсации водяных паров из воздуха // Вопросы изучения подземных вод и инженерно-геологических процессов. М., Изд-во АН СССР, 1955, с. 60-78.

149. Тюрин А.И. Инженерно-геокриологическая оценка курумов // Мерзлотные исследования, 1983, вып. XXI, МГУ, с. 123-130.

150. Тюрин А.И., Коростелев Г.В. Закономерности курумообразования в Северном Забайкалье (на примере Южно-Муйского хребта) // Мерзлотные исследования, 1980, вып. XIX, с. 138-144.

151. Тюрин А.И., Полтев Н.Ф. Особенности строения курумов Южной Якутии//Мерзлотные исследования, 1979, вып. XVIII, с. 119-128.

152. Тюрин А.И., Романовский Н.Н., Полтев Н.Ф. Мерзлотно-фациальный анализ курумов. Москва, Наука, 1982, 150 с.

153. Федотов B.C. Курумы и физико-географические условия их образования в центральной части Кузнецкого Алатау // Уч. записки, Челяб. пед. ин-т, сер. естеств.-геогр., вып.1, т. 3, 1957, с. 288-307.

154. Федотов B.C. Каменные осыпи и россыпи Южного Урала // Вопросы геологии и геоморфологии Западной Сибири. Барнаул, Кн. изд-во, 1966, с. 18-36.

155. Философов Г.Н. Воздушные потоки в трещинах горных пород Алдано-Чульманского горнопромышленного района // Тепло и массообмен в мерзлых толщах земной коры. М., СО АН СССР, 1963, с. 64-75.

156. Хворостова З.М. Геоморфология бассейна верховьев р. Колымы. Наука, Сибирское отделение, Новосибирск, 1970, 200 с.

157. Херсонский Э.С., Василенко Н.Г. Минимальный сток рек района центрального участка БАМ за теплый период года // Тр. ГГИ, 1983, вып. 290, с. 33-37.

158. Цытович Н.А., Кроник Я.А., Лосева С.Г. Теплофизические свойства грунтовых смесей, используемых при строительстве плотин в условиях Крайнего Севера // Энергетическое строительство, 1979, № 4, с. 60-63.

159. Чеботарев А.Н. Гидрология суши и речной сток. Л., Гидрометеоиздат, 1950.

160. Чеверев В.Г., Комаров И.А., Шестернев Д.М. Методика исследования и некоторые закономерности изменения теплопроводности крупнообломочных пород // Инженерно-строительные изыскания. М., Стройиз-дат, 1980, с. 7-17.

161. Чигир В.Г. Криогенное склонообразование // Проблемы криолитоло-гии, 1977, вып. 6. М., изд. МГУ, с. 162-211.

162. Чижов А.Б., Труш Н.И., Оспенников Е.Н. Экзогенные геологические процессы и явления района Южно-Якутского территориального комплекса//Криогенные процессы. М., Наука, 1978, с. 10-18.

163. Чудновский А.Ф. Теплофизические характеристики дисперсных материалов. М., Физматгиз, 1962, 456 с.

164. Шасткевич Ю.Г. Многолетнемерзлые породы высокогорной части хр. Удокан и условия формирования их температурного режима // Геокриологические условия Забайкальского Севера. М., Наука, 1966, с. 24-44.

165. Швецов П.Ф. Закономерности гидрогеотермических процессов на Крайнем Севере и Северо-Востоке СССР. Москва, Наука,1968, 111 с.

166. Швецов П.Ф. Подземные воды Верхояно-Колымской горной складчатой области и особенности их проявления связанные с низкотемпературной вечной мерзлотой. М., Изд. АН СССР, 1951, 279 с.

167. Шепелев В.В. Роль процессов конденсации в питании подземных вод мерзлой зоны // Взаимосвязь поверхностных и подземных вод мерзлой зоны. Якутск, 1980, с. 43-56.

168. Шестернев Д.М. Геолого-генетические особенности образования склоновых отложений крупнообломочных пород в горно-складчатых областях юга Сибири // Инженерно-геокриологические проблемы Забайкалья. Чита, 1987, с. 20-21.

169. Эльянов М.Д. Речные террасы верховьев Колымы и Индигирки и их значение для поисков россыпей золота // Колыма, 1957, № 9.

170. Barsch, D. 1992 Permafrost creep and Tockglaciers. Permafrost and Periglacial Processes, 3, 175-188.

171. Croce F. A. and Milana J. P. (2002). Internal Structure and Behaviour of a Rock Glacier in the Arid Andes of Argentina. Permafrost and Periglacial Processes, 13: 289-299.

172. Humlum, O. 1998. Active Layer Thermal Regime at Three Rock Glaciers in Greenland. Permafrost and Periglacial Processes, Vol.8, 383-408.

173. Johnson, P. G. (1978). Rock glacier types and their drainage systems, Grizzly Creek, Yukon Territory. Canadian Journal of Earth Sciences, 15: 1496-1507.

174. Koning, D.M. and Smith, D.J., 1999. Movement of King's Throne Rock Glacier, Mount Rae area, Canadian Rocky Mountains. Permafrost and Periglacial Processes, 10: 151-162.

175. Konrad, S. K., N. F. Humphrey, E. J. Steig, D. H. Clark, N. Potter and W. T. Pfeffer. Rock glacier dynamics and paleoclimatic implications, Geology, 27(12), 1057-1184, 1999.

176. Nickling, W.G. and Bennett, L. 1984. The shear strength characteristics of frozen coarse granular debris. Journal of Glaciology, 30, 348-357.

177. Luckman, B.H. and Crockett, K.J., 1978. Distribution and characteristics of rock glaciers in the southern part of Jasper National Park, Alberta. Canadian Journal of Earth Sciences, 15: 540-50.

178. Zhang Т., Osterkamp Т. E., Stamnes K. 1997. Effects of climate on the active layer and permafrost on the north slope of Alaska, USA. Permafrost and Periglacial Processes 8: 45-67.

179. Harris S. A., Pedersen D. E., 1998: Thermal Regimes Beneath Coarse Blocky Materials. Permafrost and Periglacial Processes 9: 107-120.

180. Davies M.C.R., Hamza O., Harris C. Physical modelling of permafrost warming in rock slopes, in: Proceedings of the 8th International Conference on Permafrost, Zurich, 21-25 July 2003.

181. Delaloye R., Reynard E., Lambiel C., Marescot L., Monnet R. (2003). Thermal anomaly in a cold scree slope (Creux du Van, Switzerland).in: Proceedings of the 8th International Conference on Permafrost, Zurich, 21-25 July 2003.

182. Herz Т., King L., Gubler H. Microclimate within coarse debris of talus slopes in the alpine periglacial belt and its effect on permafrost, in: Proceedings of the 8th International Conference on Permafrost, Zurich, 2125 July 2003.

Информация о работе

Банцекина, Татьяна Викторовна
кандидата географических наук
Якутск, 2003
ВАК 25.00.08

Диссертация

Особенности гидротермического режима слоя сезонного протаивания крупнообломочных склоновых отложений в весенне-летний период - тема диссертации по наукам о земле, скачайте бесплатно

Автореферат

Особенности гидротермического режима слоя сезонного протаивания крупнообломочных склоновых отложений в весенне-летний период - тема автореферата по наукам о земле, скачайте бесплатно автореферат диссертации

Похожие работы