книги из ГПНТБ / Общее мерзлотоведение
..pdfТаким образом, уравнение теплопроводности в области фазо вых превращений приобретает вид
dt _ |
_й |
dt |
г Lyс |
aw^jt) |
dt |
(V III.39) |
|
С"м йт |
йя |
М О дх |
dt |
d x ' |
|||
Это уравнение |
приводится к виду |
|
|
|
|||
|
|
йг |
_ |
дЧ_ |
|
|
(VIII.40) |
|
|
дх |
— аэфйя2’ |
|
|
||
|
|
|
|
|
где аЭф— эффективный коэффициент температуропроводности промерзающих и протаивающих пород. Коэффициент
|
К (0 |
** |
(VIII.41) |
||
Яэф ~ |
^ |
dW H(г) “ |
,^эф |
||
|
|||||
см |
-^Vch.m |
dt |
|
|
Величина аЭф в области значительных фазовых переходов сначала резко убывает с понижением температуры, а затем посте пенно увеличивается, стремясь в пределе к значению ат.
Введение эффективных теплофизических характеристик зна*- чительно упрощает вид уравнения теплопроводности, но не об легчает его решение. Поэтому до сих пор не разработаны методы расчета, включающие эффективные теплофизические характерис тики.
ЭЛЕКТРИЧЕСКИЕ СВОЙСТВА*
Удельное электрическое сопротивление [22, 23]. Относитель ная дифференциация горных пород по удельному электрическому сопротивлению после промерзания сохраняется, а среди осадоч ных, особенно рыхлых, возрастает. Это исключительно важное положение открывает широкие возможности для исследования мерзлых горных пород методами электрометрии.
Проводимость мерзлых и талых горных пород имеет одина ковую природу и зависит от одних и тех же факторов: количества и формы проводящих включений в минеральном скелете, пори стости, удельной поверхности, структуры порового пространства, количества и минерализации насыщающей влаги и т. и. Промер зающие и мерзлые горные породы отличаются тем ,что фазовые переходы воды изменяют в них не только количество жидкой воды и концентрацию растворенного в ней вещества, но одновре менно и структуру порового пространства породы, а в случае рыхлых отложений — часто и общую влажность и удельную по верхность соответственно уменьшению доли минеральных частиц в объеме породы и коагуляции некоторой их части.
Для горных пород-диэлектриков* * основными носителями тока являются ионы порового раствора и адсорбированные — ионы
*Раздел написан А. Т. Акимовым и В. С. Якуповым.
**Породы, у которых удельное сопротивление определяется включениями
минералов с высокой проводимостью и поэтому одинаково при отрицатель ных и положительных температурах, не рассматриваются.
186
внешней обкладки двойного электрического слоя на границе по рода — раствор. Относительная роль этих групп ионов опреде ляется нх численным соотношением, которое зависит от минерали зации порового раствора, удельной поверхности и ее заряда. При замерзании горной породы роль адсорбированных ионов возрастает вследствие сохранения основной среды их движения (прочносвязанпая вода не замерзает), в то время хшк равномерное распределение ионов порового раствора в объеме породы наруша ется в результате захвата части ионов порового раствора льдом (изоморфное замещение и образование пленок жидкого раствора в толще льда).
Главной причиной различия удельного сопротивления талых и мерзлых горных пород является увеличение извилистости их поровых каналов при промерзании, т. е. удлинение токопроводящих путей породы, вызванное образованием включений льда.
В скальных породах объем и форма включений образующегося при промерзании льда жестко ограничена поровым пространст вом породы. Вследствие этого ограничено и увеличение удельного электрического сопротивления промерзающих скальных пород: оно возрастает в среднем не более чем в 10 раз и по абсолютной величине относительно редко превосходит 10 000 Ом-м. Величина скачка тем больше, чем больше доля и абсолютное количество свободной воды, т. е. чем больше процент относительно крупных пор и грубокластичнее порода. Удельное сопротивление микро пористых пород, например некоторых разностей алевритов, гли нистых сланцев, эффузивов, возможно, некоторых интрузивных пород, монолитных кварцевых жил и т. д., практически одинаково при положительных и отрицательных температурах.
Т а б л и ц а 33
Удельное электрическое сопротивление мерзлых скальных пород (оценки параметров распределения)
|
|
|
Медианное |
Оценка |
Относитель |
|
|
Среднее зна |
значение |
ное увеличе |
|
Порода |
удельного |
стандартного ние удельногс |
|||
чение lg р |
сопротивле |
отклонения |
сопротивле |
||
|
|
|
ния, Ом-м |
lg Р |
ния при про |
|
|
|
|
|
мерзании |
Глинистые сланцы . . |
2,96 |
910 |
0,263 |
6,7 |
|
Песчано-глинистые слан |
3,08 |
1200 |
0,285 |
|
|
цы ................................. |
|
||||
Песчано-сланцевые по |
3,30 |
2000 |
0,233 |
8,0 |
|
роды ............................. |
|||||
Песчаники .................... |
3,60 |
4010 |
0,160 |
10,0 |
|
Эффузивные |
породы . |
2,64 |
440 |
0,210 |
1,5 |
Гранитоиды |
охотского |
|
|
|
|
т и п а .............................. |
3,29 |
1950 |
0,141 |
1,9 |
|
Гранитоиды |
колымского |
|
|
|
_ |
и омсукчапского типов |
3,70 |
5040 |
0,134 |
187
Т а б л и ц а 34
Удельное электрическое сопротивление мерзлых рыхлых отложений (оцен ки параметров распределения)
|
|
|
|
|
|
Медианное |
Оценка |
Относитель |
|
|
|
|
Среднее |
зна |
значение |
ное увеличе |
|
|
|
Породы |
|
удельного |
стандартного ние удельно |
|||
|
|
|
чение lg |
р |
сопротивле |
отклонения |
го сопротив |
|
|
|
|
|
|
|
ния, Ом-ы |
lg Р |
ления при |
|
|
|
|
|
|
|
|
промерзании |
Делювиалъко-со- |
|
|
|
|
|
|||
лифлюкцпонные |
4,515 |
|
32 800 |
0,270 |
80 |
|||
|
Аллювиальные, |
|
|
|
|
|
||
русловая и старич |
5,265 |
184000 |
0,405 |
260 |
||||
ная фации . . . |
||||||||
Ледниковые . . |
5,695 |
|
496 000 |
0,380 |
400 |
|||
слой |
Сезонноталый |
|
|
|
|
|
||
(поверхност |
|
|
|
|
|
|||
ный |
слой высоко |
|
|
|
0,390 |
|
||
го |
сопротивления) |
5,045 |
|
111000 |
|
|||
|
Озерно-аллюви |
|
|
|
|
|
||
альные отложения |
|
|
|
|
|
|||
с |
эпигенетически |
|
|
|
|
|
||
ми повторно-жиль |
|
|
|
|
|
|||
ными льдами . . |
5,156 |
|
143 000 |
0,199 |
400 |
|||
|
Озерно-аллюви |
|
|
|
|
|
||
альные отложения |
|
|
|
|
|
|||
с |
сингенетически |
|
|
|
|
|
||
ми повторно-жиль |
|
|
|
|
|
|||
ными льдами |
6,125 |
|
1 330 000 |
0,173 |
2000 |
|||
|
Сингенетически |
|
|
|
|
|
||
промерзшие |
рых |
|
|
|
|
|
||
лые |
отложения |
5,080 |
|
120 000 |
0,465 |
|
||
иые |
Тонкодисггерс- |
|
|
|
|
|
||
отложения с |
|
|
|
|
|
|||
массивной |
крио |
|
|
|
|
|
||
текстурой . . . |
3,182 |
|
1 520 |
0,425 |
10 |
Распределение удельного сопротивления мерзлых скальных пород хорошо описывается логнормальным законом. Оценки па раметров распределения удельного электрического сопротивле ния некоторых типов мерзлых пород приведены в табл. 33.
Промерзание рыхлых отложений обычно сопровождается значительными изменениями их физических свойств. В рыхлых от ложениях лед, раздвигая частицы и целые агрегаты и блоки по роды, способен во много раз увеличить ее влажность, совершенно преобразовать структуру порового пространства и соответственно с уменьшением доли минеральных частиц уменьшить и величину удельной поверхности породы. В зависимости от литологического состава и степени преобразования породы в ходе промерзания (типа и степени развития криогенной текстуры и криогенного сложения) меняется и ее удельное сопротивление (табл. 34).
188
Промерзание тонкоднсперсных рыхлых отложений с образо ванием массивной криотекстуры увеличивает их удельное сопро тивление примерно в 10 раз, до величины 1000 Ом-м; при образо вании такситовой (шлпровой) криотекстуры — приблизительно в 100 раз,до 20000 Ом-м и более; при формировании эпигенетичес ких повторно-жильных льдов—примерно в 400 раз, до 140 0000м • м; при образовании сингенетических повторно-жильных льдов — примерно в 2000 раз, до 1,5 млн. Ом-м. Удельное сопротивление высокодисперсных рыхлых отложений, содержащих практически только прочносвязанную воду, одинаково при положительных и отрицательных температурах.
В л и я н и е в л а ж н о с т и н а у д е л ь н о е с о п р о т и в л е н и е м е р з л ы х г о р н ы х п о р о д . Поведение удельного сопротивления мерзлых рыхлых отложений как функ ции влажности зависит от их гранулометрического состава, по скольку тип криотекстуры при прочих равных услових опреде ляется совместным влиянием влажности и гранулометрического состава. Нарушение сплошности в обломочных и крупнозернистых отложениях происходит уже при небольшой влажности на стадии образования льда-цемента на контактах отдельных частиц. В результате, несмотря на сравнительно высокую электропровод ность отдельно взятых мерзлых частиц породы, общее ее сопротив ление резко увеличивается. Увеличение исходной влажности ма ло меняет удельное сопротивление грубодисперсных отложений, поскольку характер контактов соседних частиц сохраняется.
В тонкодисперсных отложениях с влажностью до определен ного и относительно высокого предела и в скальных породах об разуется лед-цемент в достаточно крупш х и обычно изолирован ных порах. На этой стадии с ростом влажности удельное сопро тивление плавно возрастает, но ненамного. При влажности, от вечающей началу возникновения такситовых криогенных тек стур, удельное сопротивление тонкодисперсных отложений резко увеличивается и далее снова медленно возрастает. Амплитуда скачка достигает десятков тысяч Ом-м, а при одновременном об разовании повторно-жильных льдов на порядок больше.
У д е л ь н о е с о п р о т и в л е н и е м е р з л ы х п о р о д к а к ф у н к ц и и л и т о л о г и ч е с к о г о с о с т а в а . Помимо влияния состава, на величину удельного сопротивления мерзлых горных пород налагается влияние влажности, которое для тонкодисперсных рыхлых отложений с момента образования такситовой криотекстуры становится решающим: верхние пределы сопротивления грубообломочных и наиболее льдистых тонкодис персных отложений относятся к одному порядку. Ниже рассмат риваются только породы с массивной криотекстурой.
Удельное сопротивление мерзлых скальных пород зависит от пористости и удельной поверхности, определяющих отношение количества свободной воды к количеству прочносвязанной воды. Поэтому удельное сопротивление может быть относительно ве
189
лико и в породах с малой пористостью и удельной поверхностью (некоторые гранптоиды, метаморфические породы, кварцевые жилы и др.), 11 в породах с большой пористостью и большим про центом крупных нор, поскольку увеличение удельного сопро тивления при промерзании значительно (песчаники).
Удельное сопротивление рыхлых отложений с массивной крио текстурой как функция размера частиц сначала медленно возра стает, затем увеличивается скачком па несколько десятков тысяч Ом-м и далее снова медленно возрастает. Скачок удельного сопротивления соответствует изменению значения льда в породе от отдельных включений до вмещающей среды. Рыхлые отложения меньшего удельного сопротивления являются нучшшстыми.
В л и я н и е |
т е м п е р а т у р ы н а |
у д е л ь н о е с о |
п р о т и в л е н и е |
м е р з л ы х г о р н ы х |
п о р о д . Удельное |
сопротивление промерзающих горных пород с малой концентра цией норового раствора возрастает скачком при кристаллизации свободной воды, т. е. в момент формирования криогенной текстуры, и при дальнейшем понижении температуры, лишь несколько уве личивающем размеры ранее возникших включений льда, практи чески не меняется (если оно в момент скачка увеличивается в 3 раза и более). По результатам исследований методом ВЭЗ мерзлые литологически однородные горные породы самого разнообразного состава при незначительной минерализации поровой воды (неза висимо от распределения температуры в них) представляют со бой практически однородный электрический горизонт, нижняя
граница |
которого в пределах точности наблюдений совпадает |
|
с положением изотермы 0° С. |
Если в породе содержится только |
|
связанная |
вода, то удельное |
сопротивление увеличивается, по- |
видимому, непрерывно, возрастая в конечном счете не более чем в 2—3 раза. Если почти вся вода в породе бывает прочносвязанной, то удельное сопротивление такой породы одинаково при положи тельной и отрицательной температуре.
По лабораторным исследованиям на образцах удельное электри
ческое сопротивление мерзлых горных пород заметно |
меняется |
||
с температурой. |
Причина расхождения |
результатов |
исследо |
ваний на образцах и больших массивах |
горных пород кроется, |
||
видимо, в том, |
что лабораторные исследования проводятся от |
носительно быстро, т. е. без учета переохлаждения и длительности процесса замерзания воды и без сохранения подобия между мо делью и натурой.
В л и я н и е |
м и н е р а л и з а ц и и |
н а с ы щ а ю щ е й |
|
в л а г и н а |
у д е л ь н о е |
с о п р о т и в л е н и е м е р з |
|
л ы х г о р н ы х п о р о д . |
Увеличение концентрации порового |
раствора понижает температуру замерзания породы и ее удельное сопротивление, которое, вероятно, становится функцией темпе ратуры. Как и в случае насыщения пресной водой, изменение удельного сопротивления промерзающей горной породы с- минера лизованной поровой водой определяется изменением извилистости
190
поровых каналов породы. Влияние минерализации поровой воды значительнее для более грубодисперсных и влажных пород. При достаточно высоких концентрациях оно чрезвычайно велико и со вершенно меняет картину распределения удельного сопротивления.
ЛИ Т Е Р А Т У Р А
1.Основы геокреологии (мерзлото ведения), т. II. Ипженерная геокрио логия. М., Изд-во АН СССР, 1959.
2.Строительные нормы п правила. Основания и фундаменты зданий и со оружений на вечномерзлых грунтах. Нормы проектирования, СНиП,
П-Б, 6-66. М., Стройиздат, 1967.
3.Ц ы т о в и ч Н. А. Принципы механики мерзлых грунтов. М., Изд-во АН СССР, 1952.
4. |
Ц ы т о в и ч Н. А. |
Основания л |
фундаменты на мерзлых грунтах |
5 |
М., Изд-во АН СССР, 1958. |
и др . Пособие по проектированию |
|
В я л о в С.С., П о р х а е в Г.Б. |
|||
|
оснований и фундаментов зданий и сооружений на вечномерзлых грун |
||
|
тах. М., Стройиздат, |
1969. |
|
6.Мероприятия против деформаций зданий и сооружений от действия сил морозного выпучивания фундаментов. М., Стройиздат, 1971.
7.Строительные нормы и правила. Основания зданий и сооружений.
8. |
Нормы проектирования, СНиП, П-Б, 1-62. |
М., Стройиздат, 1967. |
|
В я л о в |
С. С. Реологические свойства и несущая способность мерз |
||
9. |
лых грунтов. М., Изд-во АН СССР, 1959. |
Г о р о д е ц к и й С. Э. |
|
В я л о в С. С., Г м о ш п н с к и й В. Г., |
|||
|
и д р . |
Прочность л ползучесть мерзлых грунтов п расчеты ледогрун |
|
10. |
товых ограждений. М., Изд-во АН СССР, 1962. |
||
Прочность и ползучесть мерзлых грунтов. М., Изд-во АН СССР, 1963. |
|||
11. |
В я л о в |
С. С., Г о р о д е ц к и й С. Э., Е р м а к о в В. Ф. и др. |
|
|
Методика определения характеристик ползучести, длительной прочности |
и сжимаемости мерзлых грунтов. М., «Наука», 1966.
12.Б р о д с к а я А. Г. Сжимаемость мерзлых грунтов. М., Изд-во АН
СССР, 1962.
13.П е к а р с к а я Н. К. Прочность мерзлых грунтов при сдвиге и ее за висимость от текстуры. М., Изд-во АН СССР, 1969.
14. В о й т к о в с к и й К. Ф , М е л ь н и к о в П. |
И., П о р х а е в Г. В. |
|
и д р. |
Фундаменты сооружений на мерзлых |
грунтах в Якутии. М., |
«Наука», |
1968. |
|
15.Д а л м а т о в Б. И. Воздействие морозного пучения грунтов на фун даменты сооружений. М.—Л., Госстройиздат, 1957.
16.Материалы по лабораторным исследованиям мерзлых грунтов, сб. 1,
1953; сб. 2, 1954; сб. 3, 1957. М., Изд-во АН СССР.
17. Б е й н б е р г Б. В. Лед. М,—Л., Гостехтеориздат, 1940.
18.К е р с т е н М. С. Тепловые свойства грунта.— В кн.: Мерзлотные явления в грунтах. М., ИЛ, 1955.
19.И в а н о в Н. С. Тепло- и массоперенос в мерзлых горных породах.
20. |
М., «Наука», 1969. |
Р. И. Теплофизические свойства |
|
И в а н о в Н. |
С., Г а в р и л ь е в |
||
21. |
мерзлых горных пород (справочное |
пособие). М., «Наука», 1965. |
|
Л у к ь я н о в |
В.С., Г о л о в к о |
М.Д. Расчет глубины промерзания |
|
|
грунтов. Трансжелдориздат, 1957. |
|
22.Я к у п о в В. С. Электропроводность и геоэлектрический разрез мерзлых толщ.—«Тр. СВКНИИ», вып. 20. М., «Наука», 1968.
23.А к и м о в А. Т. Закономерности пространственного изменения неко торых физических параметров многолетнемерзлых горных пород тер ритории Болыпеземельской тундры.— В кн.: Физико-химические про цессы в промерзающих и мерзлых горных породах. М., Изд-во АН СССР,
1961.
Г л а в а I X
ПОДЗЕМНЫЕ И ПОВЕРХНОСТНЫЕ ВОДЫ ТЕРРИТОРИИ
РАСПРОСТРАНЕНИЯ МЕРЗЛОЙ ЗОНЫ
ПОДЗЕМНЫЕ ВОДЫ
Типы подземных вод. По отношению к мерзлым породам под земные воды (жидкая фаза) можно подразделить на три типа [1]:
1.Надмерзлотные воды, залегающие над мерзлыми породами, на их поверхности. Для них в большинстве случаев мерзлые по роды служат водоупорным основанием.
2.Межмерзлотные воды, находящиеся между мерзлыми поро
дами.
3. Подмерзлотные воды, залегающие ниже мерзлых по род. Для верхнего горизонта этих вод мерзлые породы являются водоупорной кровлей.
Все три типа подземных вод в той или иной мере связаны друг с другом, а также с поверхностными водами ,и атмосферой.
Существуют и более детальные классификации подземных вод мерзлой зоны [2, 3, 4, 5], однако указанные основные три типа подземных вод сохраняются (табл. 35).
Надмерзлотные воды. Они обычно приурочены к отрицатель ным формам рельефа и к широким плоским водоразделам. Реже их местонахождением являются склоны (пологие чаще, чем кру тые, северные чаще, чем южные). В большинстве случаев над мерзлотные воды залегают в четвертичных отложениях. По усло виям залегания и режиму они разделяются на три подтипа:
1)сезоннопромерзающие, находящиеся в пределах деятель ного слоя;
2)сезоннополупромерзающие, верхняя часть которых на ходится в пределах деятельного слоя;
3)сезоннонепромерзающие, поверхность которых залегает ниже деятельного слоя. Возможны и более сложные случаи (рис. 65).
С е з о н н о п р о м е р з а ю щ и е |
н а д м е р з л о т н ы е |
|
в о д ы (1-й |
п о д т и п). По своему режиму эти воды могут быть |
|
определены |
как верховодка. Специфические условия залегания |
в пределах деятельного слоя обусловливают характерную особен ность вод 1-го подтипа — сезонное существование в жидкой фазе. В Арктике длительность существования надмерзлотного водонос ного горизонта определяется двумя-тремя летне-осенними месяцами.
192
|
|
|
|
Т а б л и ц а 35 |
|
|
Классификация гравитационных подземных вод мерзлой зоны |
||||
rt |
|
|
|
|
|
1 с |
|
|
|
|
|
Н os |
|
Местонахожде |
|
Преобладающие |
|
с |
Положение в |
Основной источ- |
Темпера- |
||
** |
ние водоносных |
напоры, элемен- |
|||
►яS |
разрезе |
пород |
ник питания |
ты режима |
тура |
В £ |
|
|
|
|
|
еЗ»
ф
3
g
о
со
CD
гС
СО
Деятельный |
Каменистые |
Осадки, кон- |
Сезотшопро- |
+ |
|||||
слой (верховодроссыпи и гольденсация |
мерзающие, без- |
|
|||||||
ка) |
цы |
|
|
|
|
напорные, при |
|
||
|
Горные скло- |
Осадки |
промерзании |
+ |
|||||
|
11Ы |
|
во- |
Осадки, па- |
могут приобре- |
+ , редко |
|||
|
Плоские |
тать напор, ни- |
|||||||
|
доразделы, равводковые реч- |
сходящие |
— |
||||||
|
нины, |
речные ные воды |
|
|
|
|
|||
|
террасы и пои- |
|
|
|
|
|
|
||
|
мы |
|
|
|
|
|
|
|
|
Деятельный |
Равнины |
и |
Осадки |
Сезоннополу- + , редко |
|||||
слой и песквозречные |
терра- |
|
|
промерзающие, |
— |
||||
иые талики |
сы, основания |
|
|
безнапорные, |
|
||||
|
склонов |
гор, |
|
|
при |
промерза- |
|
||
|
озерных котло- |
|
|
нии приобрети- |
|
||||
|
вин (выше ме- |
|
|
ют временный |
|
||||
|
стного |
базиса |
|
|
напор, |
нисхо- |
|
||
|
эрозии) |
|
|
|
|
дящие |
|
|
|
Несквозные |
Конусы |
BJJ- |
Осадки и но- |
Пепромерза- |
+ |
||||
талики |
носа |
|
|
верхностиые |
ющие, |
безна- |
|
||
|
Под озерами |
воды (речные) |
порные |
или |
|
||||
|
Иоверхност- |
слабонапорные |
+ >— |
||||||
|
|
|
|
ные воды |
(в подозерных |
||||
|
Под речными |
(озерные) |
и подрусловых |
+ |
|||||
|
Поверхност- |
таликах) |
|||||||
|
руслами п в |
ные пли воды |
|
|
|
|
|||
|
низких |
терра- |
сквозных тали- |
|
|
|
|
||
|
сах |
|
|
ков |
(в преде |
|
|
|
|
|
|
|
|
лах их надмерз |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
лотного рассеи |
|
|
|
||
|
Морские |
по- |
вания) |
Безнапорные, |
+ 1 -- |
||||
|
Осадки и во- |
при |
промерза- |
||||||
|
бепежья |
|
Д Ы |
М О Р Я |
нип напорные |
|
3
н
о
ч
п
Рн
g
Ф
<5
Полностью |
В различных |
Питание из- |
Безнапорные |
изолированные условиях релье |
вне не посту- |
или слабона- |
|
талики |
фа и геологи- |
пает |
порные |
|
ческого строе- |
|
|
|
ния |
|
|
Несквозные |
Днища про- |
Поверхност- |
Напорные |
|
мерзающих |
ные воды |
|
|
озерных котло |
|
|
|
вин и аласов |
|
|
_
+ , --
13 Заказ Л» 101и |
193 |
О к о н ч а н и е т а б л. 35
|
t |
|
|
|
|
|
|
э |
|
|
|
|
|
& 3 |
Положение в |
Местонахожде |
Основной источ |
Преобладающие |
Темпера |
|
К ►4 |
ние водоносных |
|||||
а |
[5 |
разрезе |
пород |
ник питания |
напоры, элемен |
тура |
ты режима |
||||||
ь |
*5 |
|
|
|
|
|
Ф
И
н
о
о««о , 5!
ф
Несквозпые |
Речные тер |
Поверхност |
Напорные |
|
талики |
расы |
ные |
(речные) 1 |
|
|
|
реже |
воды |
|
сквозных таликов
Сквозные та лики
Зоны разло |
Поверхност |
Непромерза- |
мов, пересекаю |
ные воды (на |
гощие, безна |
щпх различные участках перепорные, локаль элементы рельесечения разло но-папорные
фа |
мами речных |
|
долин) |
Под озерами (подозерные талики)
Долины рек (под руслами и поймами):
горные
Поверхност Слабонаиорные воды иые
Подмерзлот Напорные, ные воды (озе восходящие ра-источника)
Поверхност Нисходящие, ные илц подвосходящие, мерзлотные во переменного ды движения
+
+
+
+
+
►4ф
м
н
чо
50
ф
S
«
й
равнинные |
То же |
Нисходящие - Г , - |
|
|
или восходящие |
Конусы выно |
Подмерзлот |
Восходящие + J — |
са, зоны разло |
ные или по |
или нисходя |
мов |
верхностные |
щие |
|
воды |
|
Взаимосвя |
Межгорные |
|
занные с вода |
впадины |
|
ми сквозных |
|
|
таликов |
|
|
|
Плоскогорья |
Поверхност |
|
и горные мас |
ные воды |
|
сивы |
|
|
Карстовые |
|
|
массивы |
|
Напорные, |
со |
+ |
сравнительно |
|
|
устойчивым на |
|
|
пором |
|
+ |
Напорные, |
с |
|
сильно измен |
|
|
чивым напором |
+ |
|
То же |
|
Невзаимосвя |
Равнины и Глубинные |
Напорные, с - ь - |
занные с вода |
плоскогорья |
устойчивым ре- |
Iми сквозных та- |
глатформ |
кимом |
тиков |
|
|
194
По направлению |
на юг |
|
|
|
|
|
|
|||
длительность |
существова |
|
|
|
|
|
|
|||
ния надмерзлотного |
водо |
|
|
|
|
|
|
|||
носного |
горизонта возрас |
|
|
|
|
|
|
|||
тает до 6 месяцев, а иног |
|
|
|
|
|
|
||||
да и более. Поверхгость |
|
|
|
|
|
|
||||
надмерзлотного водоносно |
|
|
|
|
|
|
||||
го горизонта обычно распо |
|
|
|
|
|
|
||||
лагается согласно с поверх |
|
|
|
|
|
|
||||
ностью |
мерзлых |
пород. |
Рис. 65. Схема различных типов надмерз |
|||||||
Поэтому надмерзлотные во |
|
|
|
лотных вод. |
|
|||||
ды двигаются в направле |
Н ад м ерзлотн ы й |
водоносны й гори зон т : а — п р о |
||||||||
м ерзаю щ и й , |
б — п олуп ром ерзаю щ и й , в — н еза |
|||||||||
нии уклонов |
поверхности |
м ерзаю щ и й , |
г — д в у х ъ я р у сн ы й н адм ерзлотн ы й |
|||||||
рельефа, |
т.е. к речным до |
водоносны й |
гори зон т ; |
1 — деятельн ы й |
слои; |
|||||
2 |
— м ерзлы е |
породы ; 3 — водоносны й гори зон т; |
||||||||
линам и иным понижениям |
I , |
I I — н и ж н и й |
и вер х н и й яр у сы , р азделен н ы е |
|||||||
|
слоем |
сезонного |
п ром ерзан и я . |
|
||||||
рельефа. |
|
|
|
|
|
|
|
|
|
|
Глубина оттаивания, а следовательно, и возможная мощность |
||||||||||
надмерзлотного |
горизонта |
увеличиваются с севера на юг. |
В* се |
|||||||
верных |
районах |
в |
песчаных |
разностях |
пород |
деятельного тагоя |
глубина оттаивания не превышает 1—1,5 м, южнее она достигает 4 м и более. Там, где надмерзлотные воды’двигаются со значитель ной скоростью и, значит, несут достаточное количество тепла, мерзлые породы протаивают более глубоко.
Питание надмерзлотных вод происходит за счет атмосферных осадков, поверхностных потоков и реже за счет более глубоких водоносных горизонтов. Существенное значение в питании над мерзлотных вод, по-видимому, имеет конденсация водяных паров на мерзлой поверхности горных пород, особенно если они пред ставлены грубым обломочным материалом. В этом случае, по дан ным И. Т. Рейнюка, величина конденсации достигает 80 мм, но возможно, и превышает это значение. Роль фактора конденсации в питании до конца не выяснена. В горных районах большое зна чение в восполнении ресурсов надмерзлотных вод приобретают гольцовые льды, появляющиеся в каменистых россыпях при про мерзании влаги осенних дождей и весенних талых вод, проникаю щих на глубину мерзлой россыпи. Некоторое значение в питании может иметь и оттаивание подземных льдов иного генезиса.
Соответственно летом, особенно в период дождей, наблюдается увеличение водоносности надмерзлотного горизонта. По оконча нии периода дождей уровень воды в нем понижается, а местами водоносный горизонт осушается полностью. Осенние дожди при водят вновь к повышению уровня вод.
В пределах гольцов и каменистых россыпей вследствие конден сации и гольцового льдообразования воды деятельного слоя не истощаются в течение всего лета. Сочетание благоприятных усло вий питания с сильно расчлененным рельефом, способствующим накоплению этих вод в распадках и верховьях речных долин, приводит к образованию источников со значительными дебитами,
13* |
195 |
|