5.1. Тепловые свойства торфяной залежи

Объемная теплоемкость торфяной залежи и особенно ее верхнего (деятельного) слоя, в котором содержание растительного веще­ства особенно мало (в среднем 1,5—2,5°/о по объему), зависит в основном от ее влажности. Поскольку объемная влажность деятельного слоя болот меняется в широких пределах, то и диапазон изменений объемной тепло­емкости весьма велик. Так, по данным В. В. Романова [171], при измене­нии влажности в верхнем 5-еантиметровом слое сфагнового очеса от 4,5 до 97,5% объемная теплоемкость изменяется от 0,116 до 0,991 кал/(см³-° С). При отсутствии капиллярной влаги объемная теплоемкость деятельного слоя возрастает с глубиной в связи с повышением содержания внутрикле­точной влаги. Таким образом, при высоком стоянии уровня болотных вод (вблизи поверхности)величина ср рассматриваемого слоя уменьшается с глубиной, а при низком его стоянии, наоборот, увеличивается. Значения объемной теплоемкости деятельного слоя в некоторых болотных микро­ландшафтах при разных уровнях болотных вод приведены в приложе­нии 15.

137

0,75

0,50

025

Исследование тепловых свойств деятельного слоя низинных болот в последние годы проводилось К. К. Павловой [149, 151]. По результатам ее исследований [149] построен график связи объемной теплоемкости с влажностью торфа (рис. 5.1) для осоково-вейниково-гипнового микро­ландшафта. На этот график нанесены точки, полученные на низинном осушенном болоте с тем же видом торфа, как и на неосушенном. Все точ­ки на графике легли на одну прямую связи, которая при №=0 отсекает

на оси ординат величину, сркал/(см³°С) . равную 0,10 кал/(см³-°С). По

1,00-х- V данным, приведенным в ра­

боте [203], объемная теп­лоемкость торфа низин­ных болот при № = 0 со­ставляет 0,20 кал/(см³-°С). Это свидетельствует о том, что показанная на рис. 5.1 зависимость может быть использована для прибли­женной оценки величины ср торфяной залежи низинных болот практически для всего диапазона изменения ее влажности на болотах.

Для сравнения величин ср деятельного слоя торфя­ной залежи с величинами с р минеральных почво-грунтов в табл. 5.1 приведены ре­зультаты исследований си­бирских болот, а также дан­ные по болотам Е'ГС, заимствованные из работ В. В. Романова [171] и К. К. Павловой [149]. Данные этой таблицы мо­гут быть использованы для определения объемной теплоемкости в зоне аэрации деятельного слоя при наличии данных об уровне болотных вод. Объемная влажность при этом вычисляется по формуле (3.5).

Теплопроводность деятельного слоя болот в значительной мере определяет интенсивность прогревания и охлаждения грунта. Чис­ленной характеристикой ее является коэффициент теплопроводности, ко­торый широко используется при теплобалансовых расчетах. Коэффици­ент теплопроводности деятельного слоя как верховых, так и низинных болот меняется в широких пределах: от 40-Ю^-5 (сфагновый очес при й?=4,5%) до 335-Ю^-5 кал/(см • с-°С) (низинный осоково-гипновый торф при №=94%). Как показали исследования [149, 171], теплопроводность торфяного грунта и сфагнового очеса зависит главным образом от тем­пературы и влажности грунта. Эмпирическая зависимость теплопровод­ности от указанных выше факторов для сфагнового очеса, полученная В. В. Романовым [171], имеет вид

Я/иг-Я'б, ю +т(№— 10) + 1,583 • 10"⁵— 6) + 0,0417 х

X Ю-⁵—6), (^5л>

где %.'—коэффициент теплопроводности при И7=10°/о и ? = 6°С, равный. 12-Ю^-5 кал/(см • с-°С); т — параметр, изменяющийся в пределах от-

25

50

75 .ИГЛ

Рис. 5.1. Зависимость объемной теплоемкости ср от объемной влажности №.

/ — естественное болото, 2 — осушенное болото.

138

Сравнение тепловых констант болот ЕТС, Западной Сибири и минеральной почвы

Таблица 5.1

Деятельный слой моховых и мохово-лесных верховых микроландшафтов (моховой очес)

Деятельный слой травянб-моховых ынзннных мнкроландшафтов

Минеральная почва

р	И^об	С гепень запол­нения пор, %	К ■ 10' при 20»С		1° С		ср	103		Р		^об	Степень запол­нения пор, %	К ■ 10' при 20'С	ср	к(- 10»	Р		^сух	^об	Степень запол­нения пор, %	К ■ 10»	ср	кг 10»
	Болота ЕТС			(по В.		В. Романову)					Болота ЕТС. Микроландшафт осоково- вейниково-гипновый. Торф осоково- гипновый, степень разложения 20—25% (по К. К. Павловой)							Мелкодисперсная почва (по М. С. Керстену)
0,04	4,5	—	—		—		—	—		0,11		4,5	—	—	—	—	0,9		5	4,5	6,8	54	0,225	2,40
	10,0	10,3	40		20		0,116	3,45				10,0	10,7	21	0,144	1,46			10	9,0	13,6	88	0,270	3,26
	18,0	18,5	52		20		0,196	2,61				18,0	19,3	25	0,224	1,12			20	18,0	27,2	123	0,360	3,42
	27,0	27,5	65		20		0,286	2,27				27,0	29,0	30	0,314	0,96			30	27,0	41,0	145	0,450	3,22
	36,0	37,0	78		20		0,376	2,07				36,0	38,7	36	0,404	0,89			40	36,0	54,6	155	0,540	2,87
	45.0	46,3	91		20		0,466	1,95				45,0	48,3	43	0,494	0,87			50	45,0	68,2	166	0,630	2,64
	54,0	55,5	104		20		0.566	1,87				54,0	58,0	50	0,584	0,86			60	54,0	82,0	175	0,720	2,43
	66,0	67,8	121		20		0,676	1,79				66,0	70,9	63	0,704	0,89			73,3	66,0	100,0	185	0,840	2,20
	80,0	82,3	141		20		0,816	1,73				80,0	85,9	84	0,844	1,00
	90,0	92,3	156		20		0,916	1,70				90,0	96,7	106	0,944	1,12	1,6		5	8,0	20,2	144	0,400	3,60
	97,5	100,0	166		20		0,991	1,68				93,5	100,0	114	0,979	1,16			10 20 24,8	16,0 32,0 39,7	40,4 80,8 100,0	235 327 355	0,480 0,640 0,717	4,90 5,11 4,96

Продолжение табл. 5.1

Деятельный слой моховых н мохово-лесных верховых микроландшафтов (моховой очес)

Деятельный слой травяно-моховых низинных мнкроландшафтов

Минеральная почва

р		Сте­пень запол­нения пор, %	\ ■ 10"	ГС	ср	к( . 103		р		Сте­пень запол­нения пор, %	1 ■ 10" при 20аС	ср	к( -103		Р	«'-'сух	^об	Сте­пень запол­нения пор, %	\ • 10'	ср	к( -10'
Болота Западной Сибири (по материалам экспедиции ГГИ)							Осушенное болото. Торф осоково- гипновый, степень разложения 35 %							Крупнодисперсная почва (по М. С. Керстену)
0,023	26	26,4	79	23	0,269	2,94		0,21	4,5	—	—	—	—		0,9	5	4,5	6,8	111	0,225	4,93
	26	26,4	52	19	0,269	1,93			10,0	11,5	—	—	—			10	9,0	13,6	138	0,270	5,12
0,029	32	32,6	31	3	0,332	0,93			18,0	20,7	21	0,264	0,80			20	18,0	27,2	164	0,360	4,55
									27,0	31,1	29	0,354	0,82			30	27,0	41,0	179	0,450	3,99
0,024	25	25,4	42	16	0,260	1,62			36,0	41,4	36	0,444	0,82			40	36,0	54,6	190	0,540	3,52
	30	30,5	22	5	0,310	0,71			45,0	51,8	46	0,534	0,86			50	45,0	68,2	199	0,630	3,16
	32	32,5	74	19	0,330	2,24			54,0	62,1	54	0,624	0,86			60	54,0	82,0	206	0,720	2,86
	32	32,5	38	13	0,330	1,15			66,0	75,9	67	0,744	0,90			73,3	66,0	100,0	213	0,840	2,54
	32	32,5	30	5	0,330	0,91			80,0	92,0	86	0,884	0,97
	33	33,5	133	23	0,340	3,92			86,9	100,0	98	0,953	1,03		1,6	5	8,0	20,2	299	0,400	7,48
	37	37,6	55	15	0,380	1,45										10	16,0	40,4	370	0,480	7,72
	40	40,6	54	10	0,410	1,32										30	32,0	80,8	443	0,640	6,93
0.025	42	42,7	22	3	0,430	0,51										48	39,7	100,0	464	0,717	6,47

0,72-10~⁵до 1,00-10-⁵; У—объемная влажность, %; I — температура залежи.

Связь коэффициентов теплопроводности, вычисленных по зависимо­стям (5.1) и (5.12) с использованием материалов экспедиционных наблю­дений за температурой и теплопотоком на болотах Западной Сибири, приведена на рис. 5.2. Разброс точек на графике достаточно велик, что объясняется некоторым несовпадением мест установки термометров и тепломеров, данные по которым использовались при расчетах X по зави­симости (5.12).

Х_гкал/(см-с° С)

Рис. 5.2. Связь коэффициентов теплопроводности, вычисленных по зависимостям (5.1) Х1 и (5.12) А₂.

1 — понижение на гряде. 2 --- повы­шение на гряде.

А.•Ю^!кал/(см с °С)

Рис. 5.3. Зависимость теплопро­водности сфагнового очеса К от его температуры I и влаж­ности и⁷. 1) 47=9,7%; 2) 47=37,8%;

3) 47=53,3%; 4) ^=73.8%;

5 ) 47 = 86,2%.

Зависимость (5.1) позволяет приближенно определить не только вели­чину коэффициента теплопроводности сфагнового очеса при наличии дан­ных о его температуре и влажности, но и теплопроводность торфа всего деятельного слоя.

Для приближенного определения теплопроводности верховых торфов можно воспользоваться графиком, приведенным на рис. 5.3.

Коэффициент теплопроводности торфов низинных болот (как неосу- шенных, так и осушенных) можно вычислить по зависимости К- К- Пав­ловой [149]:

X • 10» - '^_0Ш(;₆²⁵ + 0,145 • 10°.°'^- 6), (5.2)

где № — объемная влажность, %; I — температура залежи.

Эта формула справедлива для торфов со степенью разложения 20— 45% при условии, что №>20%, 1>6°С.

В случае отсутствия данных о температуре торфяной залежи коэффи­циент теплопроводности может быть приближенно определен по форму­лам того же автора:

141

при № от О до 25% при № от 25 до 100%

к • 10⁵ = 10,8е⁰'⁰⁴¹⁸

к ■ 10⁵ = 18,1 е⁰'⁰¹⁹⁶.

(5.3)

(5.4)

Температуропроводность торфяной залежи и ее деятель­ного слоя обычно требуется при оценке температурного режима болот. Коэффициент температуропроводности к₍ зависит в основном от влажно-

н^ю'см'/с

350

300

250

200

150

100

Г
\			3
' \		ч	/
			1
	* ■		2

Рис. 5.4. Зависимость ко­эффициента температуро­проводности к( от объемной влажности №. 1 — сфагновый очес (по В. В. Романову), 2 — осу­шенное верховое болото (по К- К. Павловой), 3 — есте­ственное ннзинное болото (по В. Ф. Шебеко), 4 — ми­неральная почва (по М. С.

Керстену).

25

50

75

сти грунта. Однако характер этой зависимости для верховых и низинных микроландшафтов различный (рис. 5.4). Так, коэффициент температуро­проводности низинных торфов с повышением влажности увеличивается, в то время как в очесном слое верховых (олиготрофных) болот с ростом влажности он уменьшается. Более сложная зависимость кь от № наблю­дается на верховых осушенных болотах, где при низких значениях влаж­ности (до 35—40%) коэффициент температуропроводности уменьшается с ростом а при высоких ее значениях (более 60%) увеличивается по мере повышения влагосодержания залежи. Таким образом, коэффициент температуропроводности торфяной залежи осушенных верховых болот имеет минимум при влажности 50—60%.

Для минеральных почв зависимость & = {(№) имеет своеобразный характер, отличающийся от вышерассмотренного для торфяных грунтов: по мере роста влажности коэффициент температуропроводности вначале возрастает, а затем постепенно уменьшается. Коэффициенты температу­ропроводности минеральных почв всегда выше, чем торфяных грунтов, что и обусловливает более быстрое их прогревание по сравнению с болот­ными почвами. Относительно большие различия в величинах коэффици­

142

ентов температуропроводности торфяных и минеральных почво-грунтов являются причиной того, что при одинаковых климатических условиях глубина проникновения суточной температурной волны на болотах в не­сколько раз меньше, чем на суходолах, градиенты же температур в вер­хнем 5-сантиметровом слое в несколько раз больше. Данные о темпера­туропроводности различных по составу почво-грунтов позволяют при наличии наблюдений за температурным режимом на одних почвах (на­пример, минеральных) подойти к оценке температурных условий других почв (например, болотных), используя зависимости, приведенные в ра­боте [203].

Анализ связей тепловых констант торфяной залежи (ср, К, кь) с опре­деляющими их факторами (объемная влажность, температура) показы­вает, что эти зависимости, полученные на разных болотных массивах, объединяются по типам болотных микроландшафтов, видам торфов и степени их разложения. Благодаря этому географическое положение бо­лотных массивов существенно не отражается на характере этих зависи­мостей. Последнее обстоятельство является важным, поскольку оно от­крывает возможность использования тепловых констант и зависимостей типа ср-/(№), А,=/](и7, I), кг=12{Щ, полученных на болотах ЕТС, для расчетов теплового режима неисследованных в этом отношении болот Западной Сибири.

Тепловые характеристики торфяной залежи в талом и мерзлом ее со­стоянии сильно различаются, что обусловлено в первую очередь разными величинами тепловых констант воды и льда. При температуре, близкой к 0°С, теплоемкость воды составляет около 1 кал/(г-°С), льда — вдвое меньше (0,5 кал/(г-°С). Теплопроводность воды при 0°С порядка (120—130) -Ю^-5 кал/(см-с-°С), теплопроводность же льда в этом случае почти вчетверо больше [(500 • Ю^-5 кал/(см • с • ° С)].

Исследованиям фазового состава мерзлых торфов и определению их тепловых свойств посвящен ряд работ [107, 149—151, 171, 203], в которых показано, что промерзший слой торфяной залежи, в которой твердая фа­за состоит из льда и органического вещества, представляет трехфазную систему (лед плюс органическое вещество, вода, воздух). Все термиче­ские константы его также зависят от температуры и влажности залежи. На рис. 5.5 приведена зависимость объем­ной теплоемкости мерзлого торфа раз­личной влажности от температуры.

Объемная теплоемкость замерзшей торфяной залежи болот по величение значительно меньше, чем талой, и для деятельного слоя изменяется от 0,130 до 0,450 кал/(см³-°С) в зависимости от степени заполнения пор льдом. Из рис. 5.5 видно, что при высокой влаж­ности теплоемкость торфяной залежи изменяется очень резко при снижении температуры от 0 до — 2°С. Последнее объясняется тем, что при влажности торфа свыше 65% часть воды в нем на­ходится в свободном состоянии и за­мерзает при отрицательной температу­ре, близкой к 0°С.

Рис. 5.5. Зависимость объемной теп­лоемкости мерзлого торфа различной влажности от температуры. Осушен­ное верховое болото Тоома. I) 47=80%, 2) 60%, 3) 30%, 4) 25%,

143

При низкой влажности торфяной залежи, когда почти вся вода в ней находится в связанном состоянии, теплоемкость торфа с понижением тем­пературы изменяется очень мало и плавно.

По исследованиям В. В. Романова [171], в сфагновом очесе верховых болот практически вся вода находится в твердом состоянии уже при тем­пературе — ТС. Изменение теплоемкости этого слоя при понижении тем­пературы происходит скачком в диапазоне температур от 0 до — 1°С. Для определения теплоемкости замерзшего сфагнового очеса В. В. Ро­мановым предложены формулы:

117

ср = 0,4^ 0,48-^, (5.5)

ср = 0,475 й_и,

(5.6)

А. • 10 ⁵кал / (см ■ с

500

250

50

Рис. 5.6. Зависимость теплопроводно­сти мерзлого торфа от его влажности. 1,2 — осушенное низинное болото в ной ме р. Трубеж при температуре торфа со

ответственно от 0 до —3° С н —20° С; 3 — низинное болото р. Броварки.

при № более 65%

от —3,5 до в пойме

где б?1 — объемный вес сухого вещест­ва, г/см³; № — объемная влажность де­ятельного слоя, %; Лп — плотность про­мерзшего образца во влажном состоя­нии, г/см³.

Эти формулы справедливы для тем­ператур залежи ниже —2, —3°С. Зави­симость (5.6) может быть использова­на для приближенной оценки величин теплоемкости промерзшей залежи всего деятельного слоя.

Теплопроводность промерзшей тор­фяной залежи из-за переноса тепла за счет миграции влаги от талой зоны к мерзлой зависит в основном от ее вла­жности и практически не зависит от ~Ю0 ц/^ температуры [149—151]. На рис. 5.6 по­казана зависимость теплопроводности мерзлого слоя торфяной залежи от влажности, заимствованная из указан­ной работы [151]. Аналитическое выра­жение ее имеет следующий вид: при № от 0 до 65%

10⁵ 16,4е⁰'⁰⁶⁵⁰^, 10⁵ - 20,82

(5.7) (5-8)

где — теплопроводность мерзлого торфа, кал/(см • с • ° С) № — объемная влажность, %; е — основание натуральных логарифмов.

Приведенные зависимости могут быть использованы для определения величины как для осушенных, так и неосушенных низинных болот.

Теплопроводность мерзлого сфагнового очеса верховых болот, по дан­ным В. В. Романова [171], колеблется в пределах 14-Ю^-5 — 222-Ю^-5 кал/(см-с-°С) при изменении влажности от 16 до 90%- В первом прибли­жении она может быть определена по эмпирическим зависимостям, при­веденным в работе [149]:

Ам = 2,61 • 10-" Г¹-³⁹, (5.9)

к - 15,7 ■ 10-⁴^³⁹, (5.10)

144

где № — объемная влажность образца, %; й — объемный вес образца, г/см³.

Формулы (5.9) и (5.10) могут быть использованы также и для при­ближенной оценки теплопроводности нижних горизонтов деятельного слоя верховых болот.

Температуропроводность торфяной залежи болот особенно в период ее промерзания и оттаивания зависит от процессов выделения или погло­щения тепла, связанных с фазовыми превращениями воды. Поэтому скорость распространения тепла в залежи определяется величиной эф­фективного коэффициента температуропроводности [107], который уста­навливается экспериментально. Истинный же коэффициент температу­ропроводности, учитывающий фазовые превращения воды, может быть определен по зависимости, полученной А. Г. Колесниковым и Г. А. Мар­тыновым [107]:

Л,_эф (5.11)

где <7 — скрытая теплота льдообразования, кал/г; ср—объемная теп­лоемкость почвы, кал/(см³-°С); № — общая влажность почвы, г-воды/ <И

г-почвы; изменение льдистости почвы при изменении ее темпера­туры.