книги из ГПНТБ / Стафеев, П. Ф. Драгирование забайкальских россыпей опыт подготовки и разработки дражных полигонов в комбинате Балейзолото

Связь радиационно-теплового баланса поверхности с температурным режимом горных пород

Некоторые из перечисленных выше приближенных решений нашли довольно широкое применение в инже­ нерной практике. По ряду этих формул построены ч опубликованы номограммы (формула Лукьянова), позволяющие быстро определить искомые величины м дающие хорошее совпадение с натурой. Однако в по­ давляющем большинстве указанных формул глубина оттаивания (промерзания) является функцией темпе­ ратуры поверхности. Ввиду многообразия микроклима­ тических условии нельзя в конкретный расчет закла­ дывать данные ближайшей метеостанции. Еще более

баланса и температурной поверхности горных пород. Особое значение имеет разработка такой методики прогнозирования эффекта проводимых мероприятий, которая, с одной стороны, правильно учитывала бы физическую сущность процессов энергообмена, а с другой-—основывалась бы па данных сетевых метео­ станций и не требовала организации сложных и до­ рогостоящих наблюдений.

Сущность предлагаемого памп способа определения температуры поверхности состоит в следующем. Все источники и потоки тепла можно объединить в две группы. В одну войдут те, что непосредственно измеря­ ются на сетевых метеостанциях н не могут под вли­ янием человеческой деятельности изменяться (либо эти изменения могут быть достаточно строго и надеж­ но учтены). Во второй группе останутся тепловые по­

Рассмотрим общее уравнение радпациоиио-тёпло- вого баланса поверхности горных пород за определен­ ный промежуток времени (в климатологии распростра­ ненным и удобным для нас является месячный срок).

40

н микроклиматические. К первым относятся суммарная коротковолновая радиация, длинноволновое излучение

янством па сравнительно больших площадях и фикси­ руются па сетевых метеостанциях. Длинноволновое из­ лучение атмосферы на станциях непосредственно не из­ меряется, но может быть легко рассчитано по эффек­ тивному земному излучению н температуре поверхнос­ ти на наблюдательном пункте.

Микроклиматическими характеристиками являются поток тепла в почву. Тепловое излучение поверхности, турбулентный теплообмен и испарение представляют собой явные функции температуры поверхности Т0.

41

Особое место занимает расход тепла на испарение. Те­ ория испарения почвенной влаги разработана недоста­ точно полно. Однако накопленный фактический мате­ риал можно применять для ориентировочной оценки испарения по методу аналогии. В ряде случаев, напри­ мер, при обработке поверхности эмульсиями, пленка­ ми и др., испарение надежно определяется расчетным путем.

Чтобы выразить тепловой поток в почву как функ­

ратурного поля. Количество тепла, поступающего в от­

С учетом этого после элементарных преобразований уравнение радиационно-теплового баланса поверхности протаивающих пород можно представить в виде:

коэффициентов теплообмена, только региональные ха­

оно имеет единственный действительный корень. Для

ляет собой искомое значение Т0.

Описанный метод использован для анализа условий формирования температурного режима многолетнемерз­

42

лых россыпей в долине реки Унды и в районе мыса Шмидта (Чукотский национальный округ).

На верхней Ундинской россыпи было оборудовано два участка, поверхность площадки № 1 была обрабо­ тана фурнловой смолой, площадка № 2 представлена галечниками, освобожденными от почвенно-раститель­ ного покрова. В июле оттаявший слой предварительно бульдозерами был снят. В составе отложений преоб­ ладали галечники с песчано-гравийным заполнителем, объемный вес скелета составлял 1800—1900 кг/м3, со­ держание льда — около 92,5 кг/м3, то есть теплота фа­ зовых переходов (Qcj,) равна 7400 ккал/м3. Коэффици­ ент теплопроводности таких пород в талом состоянии ■близок 1,5 ккал/м град. ч. Опыт длился с 1 по 30 ав­ густа, т. е. At = 720 ч. Коэффициент турбулентного теп­ лообмена а, судя по данным Читинской обсерватории, близок к 10 кал/м2град. ч. Относительная излучатель­ ная способность галечников (б), как и большинства других пород, составляет примерно 0,9. Коэффициент б,

В табл 8 приводится величина правой части урав­

Для оценки величины левой части уравнения (6 ) использованы данные Читинской обсерватории и метео­ станции города Балея, а также результаты собствен­ ных наблюдений. Было отмечено, что на поверхности площадки, обработанной водонепроницаемой пленкой

43

из фуриловой смолы, задерживалось (а затем испаря­ лось) около 1 0 % выпадающих осадков, т. е. около 0,007 м3 воды с каждого квадратного метра. Испарение для площадки № 2 оценено по аналогии с площадкой Читинской обсерватории, где в сходных условиях вели­ чина испарения близка к сумме атмосферных осадков. Значения альбедо (А) взяты из работы В. П. Бакакппа. С учетом этого рассчитаны и сведены в табл. 9 все члены левой части уравнения (6 ) для эксперименталь­ ных площадок.

По графику па рис. 5 находим, что температура по­

ная по формуле Стефана — Крылова, составляет соот­ ветственно 1,96 и 1,7 м. Фактически породы оттаяли па 2,03 и 1,80 м, т. е. наблюдается близкое совпадение фак­ тических и расчетных данных.

Таким же способом в районе мыса Шмидта рассчи­ тывали скорость оттаивания оторфоваиного суглинка при ежедневном удалении талого слоя. В качестве реги­

турбулентного теплообмена, альбедо поверхности и теплофизпческие характеристики пород взяты из работы И. М. Папернова (1969), который непосредственно изме­ рял эти характеристики на одном из полигонов прнис ка Полярный: Ze = 7,79 ккал/м2ч-, а = 11,46 ккал/м2ч.град.

7= 0,5 ккал/м2град.ч.

Основное достоинство предложенного метода расче­ та температуры поверхности горных пород заключается в том, что исключается необходимость организации до-

44

рогостоящнх актинометрических наблюдений, а доста­ точно воспользоваться только некоторыми сведениями ближайшей метеостанции и можно графо-аналитичес­ ким путем определить температуру поверхности горных пород в требуемом нами районе. Ошибка в определении

Ф (Т0), к к а л /м 2

То, град

Рис. 5. График для определения температуры поверхности пород на экспериментальных площадках в долине реки Унды.

глубины оттаивания пород по известной формуле Сте­ фана —Крылова с использованием температуры по­ верхности, рассчитанной по разработанному способу, сравнительно небольшая.

Величина S в июле для района мыса Шмидта рав­ на 10475 ккал/м2 в сутки. По графику на рис. 6 нахо-

45

Т а б л и ц а 10

Ф(То), к к а л / м 2

P;ic 6. График для расчета температуры поверхности оторфованных суглинков в районе мыса Шмидта.

дим, что среднесуточная температура поверхности сос­ тавляет 4,8°. Фактически породы оттаивали в среднем на 4,6 см в сутки, причем за период наблюдений темпе­ ратура воздуха была выше среднемноголетнеп.

46

Роль грунтовых вод в процессах оттаивания

В предыдущих разделах рассматривались процессы молекулярной теплопроводности в горных породах при солнечной оттайке. Ими, однако, не исчерпываются все

го зачастую много выше, чем в «твердом теле». Влияние водного фильтрационного потока на отта­

ивание мерзлоты стало наблюдаться еще в прошлом веке. В 1838 году в «Горном журнале» неизвестным автором сообщалось, что сезонное оттаивание пород больше 'там, где поверхность дренирована. О тепловом воздействии движущейся над поверхностью мерзлых пород грунтовой воды указывали в свое время (это были в то время первые наблюдения) Л. А. Ячевскнй (1905), А. Э. Гедройц (1897), которые в своих иссле­ дованиях установили зависимость оттаивания мерзлых пород от атмосферных осадков. На основании указан­ ных наблюдений и исследований ряда других авторов в горной практике стали развиваться фильтрационнодренажный и дождевально-фильтрационный способы оттаивания.

Взаимодействию грунтовых вод с мерзлыми поро­ дами было посвящено множество исследований, в ко­ торых этот сложный вопрос рассматривался как в при­ роде, так и в условиях хозяйственной деятельности.

В настоящее время установлено, что грунтовые во­

грунтовых вод будет отепляющим только в том случае, когда вода движется в сторону более низких темпе­ ратур.

Практический интерес представляют нередко встре­ чающиеся условия, при которых направление грунто­ вого потока перпендикулярно температурному гради­ енту, т. е. jх= 0. В этих случаях тоже происходит кон-

47

ва и структуры пород. Таким образом, рост эффектив­ ной теплопроводности в направлении, перпендикуляр­ ном потоку, прямо пропорционален скорости фильтра­ ции.

Влияние грунтовых вод не исчерпывается конвек­ тивным переносом тепла. Влажностный режим в ог­ ромной мере определяется колебаниями уровня грун­ товых вод. От количества почвенной влаги зависят теплофнзическпе константы породы и процессы испа­ рения на поверхности.

Для выявления местных особенностей влияния уров­ ня грунтовых вод на температурный режим пород бы­

до песчаио-галечпнковы.х отложений. На основной час­ ти участка грунтовые воды находились от дневной по­ верхности на глубине 30—35 см, а верхняя часть рос­ сыпи на площади около 10 тыс. м2 была обнажена ни­ же уровня грунтовых вод и оказалась залитой слоем воды в 10 см. Дальнейшее понижение уровня грунто­ вых вод самотечными отводными канавами было не­

ны с почвенными вытяжными термометрами типа ТПВ50. Бурение скважин диаметром 102 мм осуществля­ лось станком «Эмпайр». Все геотермические скважины

4 8

камн в фанерных трубах диаметром 350 мм. Сверху скважины закрывались деревянными пробками и по­ лиэтиленовыми колпаками. Затрубное пространство заполнялось породой, извлеченной при бурении сква­ жин. Температура пород в скважинах измерялась залемнвлеинымн термометрами в впнипластовой оправе с ценой деления 0,2°С. Кроме того, с помощью мор­ ского глубинного ртутного термометра с ценой деле­ ния 0,05°С проводились контрольные замеры темпера­ туры. Длительность выдержки термометров в скважи­ нах составляла 2 ч, что согласуется с инструкцией метеостанций. Нулевая изотерма определялась по по­ казаниям термометров и контролировалась бурением

пунктирными линиями показано колебание температу­

нию с участком, залитым слоем воды. Под водой мак­ симальная температура в слое 2 0 см была меньше на 2,4°, чем на дренированном участке. В этом случае значительная часть тепловой энергии, поступающей на рассматриваемую поверхность, расходовалась на наг­ ревание относительно холодной воды и на испарение п турбулентный теплообмен. По этой причине среднесу­ точная температура породы под слоем воды на глубине' 20 см была на 1-3° меньше, а на глубине 1,0 м на 0,9° меньше. Позднее на нижнем (дренированном) участке была произведена дополнительно вскрыша торфов ниже уровня грунтовых вод на 10—15 см. Замер температуры пород также показал отрицательное влияние слоя воды на прогрев деятельного слоя россыпи.

По результатам данных наблюдений разработана технология вскрыши торфов, при которой уровень грун­ товых вод в течение всего летнего периода поддержи­ вается на глубине порядка 35—40 см. В средней части подготавливаемого участка постоянно действует дренаж­ ная канава с уклоном не менее 0,005, которая обеспе­